La cresta de Peña Mayor-Triguero corresponde a una alineación montañosa de dirección N-S que limita la parte oriental de una importante unidad geológica, que es la Cuenca Carbonífera Central y da paso a la siguiente región que es el Manto del Ponga (Fig. 1). La Cuenca Carbonífera Central, que se instaló en lo que hoy es el centro de Asturias, está íntimamente relacionada con la formación de la antigua cordillera Varisca, que se originó por la colisión entre dos paleocontinentes: Gondwana y Laurasia-Báltica durante el Carbonífero; es, por lo tanto, una cuenca de antepaís sinorogénica. Es decir, su formación y relleno tenían lugar al mismo tiempo que se producía la Orogenia Varisca.

A lo largo del recorrido propuesto serán escasas las paradas en afloramientos con interés geológico, aunque, se podrán observar algunas de las rocas que aloran en la unidad de cabalgamientos más oriental de la Cuenca Carbonífera Central y que configuran la lámina cabalgante de Llaviana (Fig. 2). Sin embargo, el mejor aliciente de este recorrido es el paisaje, pues muestra algunos de los rasgos geológicos más relevantes de la Zona Cantábrica. Así, al oeste y SO del recorrido se observa la totalidad de la Cuenca Carbonífera Central, hasta su límite occidental representado por la Sierra del Aramo; al este las unidades cabalgantes que configuran la Región del Manto del Ponga y; por último, al norte se distinguen los relieves prelitorales, tallados principalmente en rocas mesozoicas y terciarias, que configuran la Franja Móvil (definida, de oeste a este, por las cumbres de Santo Filipo, San Marín, Fario - Peña Careses, La Campa, Aliño y Sueve), al sur de la cual se sitúa uno de los principales cabalgamientos alpinos responsables del actual relieve de la Cordillera Cantábrica.

Las rocas que afloran a lo largo del recorrido tienen una edad comprendida ente el Mesozoico y el Paleozoico y se irán describiendo en las paradas correspondientes a lo largo del recorrido, si bien, es conveniente observar la leyenda del mapa geológico de la figura 2. Asimismo, es recomendable consultar los libros: “Geología de Asturias” [2] y “Geología de España” [1], donde se enconarán las principales fuentes de la información aquí vertida y permitirán alcanzar una mejor comprensión de las observaciones realizadas a lo largo del itinerario.

En fin, sin más preámbulos procederemos a la narración de esta bonita y sencilla excursión.

Desde Gijón, tomar la Autovía Minera hasta Pola de Siero o desde Oviedo la autopista A-64 hasta la misma localidad. Seguir por la carretera N-634 hasta Nava, desde donde nos desviamos al SO por la carretera AS-251, hasta Las Rozadas. Se continúa hacia el este, por la carretera Bi-3, hasta llegar a Melendreros, desde donde todavía se pueden seguir unos metros por una pista en buen estado hasta el paraje de Fayacaba, donde se estaciona el vehículo (Fig. 3). La excursión también se puede iniciar desde Les Praeres de Nava, adonde se llega desde Nava, por la carretera AS-251 y, a escasos 200 m, tomando la carretera Na-1 que sale a la izquierda hasta Les Praeres de Nava. Desde este paraje, seguir la senda que va hacia el SO, al Collado de Peña Mayor, donde se sitúa la parada 2 (Fig. 3).

Parada 1 (Fayacaba). Nada más abandonar el vehículo, siguiendo el sendero hacia Peña Mayor, entramos en una zona donde afloran unas calizas masivas gris claro. Se trata de la parte superior de la Caliza de Montaña que, en éste sector, fue denominada Caliza de Peña Mayor [4], equivalente a la Formación Valdeteja definida en la Región de Pliegues y Mantos, al oeste de la Cuenca Carbonífera Central (Fig. 1). Con base en la fauna encontrada en estos niveles, la edad de la Caliza de Peña Mayor es Carbonífero superior (Bashkiriense Superior). Se ha interpretado que estas calizas se depositaron en un medio intermareal.

Rodeamos por el oeste y norte la Peña Mayor, hasta el collado del mismo nombre, donde haremos la segunda parada.

Parada 2. En este punto afloran lutitas, areniscas y niveles con carbón del Cretácico (Albiense). Estas capas están separadas del resto de rocas paleozoicas por dos fallas de dirección ONO-ESE que, por las rocas que ponen en contacto y por la altura a la que sitúan los afloramientos cretácicos, dan idea de la importancia de estas fallas alpinas en la construcción del actual relieve de la Cordillera Cantábrica. Estas fallas, lateralmente y por su parte oriental, convergen en otra importante estructura alpina de dirección NO-SE, denominada Falla de Ventaniella (Figs. 1 y 2), que atraviesa Asturias desde el puerto del mismo nombre hasta la Ría de Avilés.

Continuamos el recorrido hasta el camino que sube por el barranco que sale a nuestra derecha hasta un pequeño collado, donde se sitúa la tercera parada.

Parada 3. Tras rodear completamente la Peña Mayor, constituida por Caliza de Montaña, en este punto nos situamos en la base de la misma. En la parte occidental del afloramiento nos encontramos con unas calizas rosadas, nodulosas, con intercalaciones pizarrosas rojas del Carbonífero inferior (Viseense). Se trata de la Caliza Griotte, que ya fue observada en otras excursiones como por ejemplo la del Desfiladero de Les Xanes.

Unos metros al este, afloran unas pizarras negras, de unos 50 m de espesor y edad Silúrica (Llanvir Superior, Llandeilo Inferior). Estas capas corresponden a la Formación Sueve, que fue definida en la sierra del mismo nombre, situada al NE de la zona de Peña Mayor. Es destacable el hecho de que entre los dos afloramientos faltan casi la totalidad de las sucesiones silúrica y devónica, tal y como las conocimos en otras excursiones de la Cordillera Cantábrica más occidental, como son la del Desfiladero de Les Xanes o la del Puerto de Ventana.

Desde esta parada, ascendemos unos 250 m hacia el oeste hasta alcanzar la cumbre de Peña Mayor.

Parada 4 (Peña Mayor, 1149 m). A lo largo de toda la subida atravesamos la parte inferior de la Caliza de Montaña, es decir la Formación Barcaliente. Tal y como ya fue descrita en las excursiones pretéritas de la Cordillera Cantábrica, se trata de unas calizas que, en corte fresco y debido a la gran cantidad de materia orgánica que contienen, son negras y fétidas, presentando localmente, unas características laminaciones paralelas. La edad de la Formación Barcaliente es Carbonífero superior (Serpujoviense-Bashkiriense) y, en esta zona, su espesor es de unos 400 m.

Desde esta cima es posible realizar algunas de las mejores vistas panorámicas del centro de Asturias:

• Hacia el norte se puede observar la depresión de Llanera – Pola de Siero, limitada al norte por la Franja Móvil que, como ya se ha indicado corresponde a una cordillera prelitoral formada por el emplazamiento de un cabalgamiento alpino de dirección E-O.
• Al NO, al pie del monte Naranco que representa otro importante relieve producido por otro cabalgamiento alpino, se reconoce la ciudad de Oviedo.
• Al oeste se recorta en el paisaje la alinación montañosa de dirección N-S correspondiente a la Sierra del Aramo y que constituye el límite occidental de la Cuenca Carbonífera Central.
• Al sur, se observa el cordal que desde Peña Mayor nos conduce al Triguero y, detrás de él, se distinguen varias cumbres de la Cordillera Cantábrica, comprendidas entre los puertos de Vegarada y Tarna.
• Al NE se perfila en el paisaje la Sierra del Sueve.

En fin, se trata de una panorámica espectacular, desde la que como hemos visto podemos hacernos una idea de las dimensiones de algunas de las principales unidades geológicas de la Zona Cantábrica.

Parada 5 (Pico Garamios, 1240 m). Toda la cresta por la que vamos caminando está formada por la Formación Barcaliente. Al llegar a la cumbre del Pico Garamios encontramos un monumento dedicado al cantante de tonada asturiana “El Presi” y una mejor panorámica de la Cuenca Carbonífera Central.

Continuamos por la cresta hasta llegar a la siguiente parada, correspondiente al Pico Tremes.

Parada 6 (Pico Tremes, 1271 m). Este es uno de los puntos más elevados de la excursión y permite una buena panorámica de la parte meridional de la Cuenca Carbonífera Central y de la Cordillera, situada al sur de ella.

Parada 7 (Collado Breza). En el Collado encontramos un conjunto de tres cabañas y, de nuevo, la Caliza Griotte que en este punto se encuentra en posición subvertical.

Continuamos hacia el este, con el fin de cortar las capas del Devónico Superior y la Formación el Sueve, aunque no lo lograremos y llegaremos a la parada 8.

Parada 8. En este punto ya hemos entrado de lleno en la Cuarcita de Barrios, de unos 500 m de espesor y edad ordovícica. Como en el resto de la Zona Cantábrica son ortocuarcitas blancas, que hacia su parte media presentan un nivel de conglomerados, lutitas y areniscas de unas decenas de metros de espesor (Miembro Ligüeria). Por debajo, antes de llegar al fondo del Arroyo de Chozas de la Vega, afloran las pizarras y areniscas del Cámbrico medio de la Formación Oville, de unos 100 m de espesor y, debajo de ellas, las Calizas de Láncara (Cámbrico inferior-medio) de tan solo unas decenas de metros de espesor.

Desde la parada 8 solo podemos observar la parte alta de la Cuarcita de Barrios, ladera abajo y hacia el este, afloran el resto de unidades citadas arriba. En la parte inferior de la ladera, cerca ya del Arroyo de Chozas de la Vega, en la base de las calizas de Láncara, se encuentra el cabalgamiento de Llaviana que superpone toda la serie de rocas que hemos estado observando a lo largo del día, sobre las capas de la lámina cabalgante de Rioseco (ver Fig. 2).

Continuamos el camino descendente hacia el NO, hasta el Collado de Anes, donde se sitúa la siguiente parada.

Parada 9. En este punto afloran los microconglomerados del Devónico Superior. Esta es una unidad discontinua, que no siempre está presente o tan solo tiene unas decenas de metros de espesor. Se trata de unas areniscas litorales de tamaño de grano medio a grueso, entre las que se reconocen cantos cuarcíticos de varios milímetros o algunos centímetros de diámetro.

Como ya se indicó anteriormente, el Devónico Superior se apoya directamente sobre las capas silúricas de la Formación Sueve, pero no se debe de recurrir a causas tectónicas para explicar la ausencia de la práctica totalidad de la sucesión devónica y de buena parte de la serie silúrica. Este es un fenómeno observable en toda la Zona Cantábrica donde, de oeste a este, las capas del Devónico Superior se van apoyando progresivamente sobre capas cada vez más antiguas, hasta llegar a los Picos de Europa, donde bajo las capas del Devónico Superior afloran directamente las del Cámbrico. La razón por la que tiene lugar este fenómeno ha sido explicada como debida a una importante transgresión marina que tuvo lugar en el Devónico Superior y que produjo la no sedimentación o la erosión de buena parte de la serie paleozoica.

 Continuamos el camino hacia el NO, ahora ascendiendo al Collado Coballo y luego hasta la parada 3, donde ya habíamos observado las pizarras del Sueve. Desde aquí se sigue al norte y NE hasta llegar a Les Praeres de Nava.

Parada 10 (Praeres de Nava). Al llegar al bar que existe en este paraje, nos encontramos de nuevo sobre las capas del Cretácico observadas en la parada 2. Estas capas, por el NE, se encuentran con el Pico Varallonga constituido por las calizas de Peña Mayor, que aquí ya adquieren un notable espesor. El límite entre estas unidades corresponde a la Falla de Ventaniella, que discurre hacia el NO por el Arroyo Peña.

Aquí termina la excursión y, si hemos madrugado e ido a buen paso en nuestro recorrido, llegaremos a una buena hora para comer la riquísima fabada que preparan en el Bar de Les Praeres de Nava. Una vez degustados los frutos de la región, nos dirigimos de nuevo al estacionamiento del vehículo en Fayacaba.

Referencias

[1] Bastida, F. (Coord.) (2004): Capítulo 2.2, Zona Cantábrica. In: J. A. Vera (Ed.) (Geología de España). Editorial S.G.E.-I.G.M.E., Madrid, pp. 25-49. ISBN: 84-7840-546-1.

[2] Bastida, F. y Aramburu, C. (eds.) (1995): Geología de Asturias. Ediciones Trea, Gijón, 308 págs.

[3] Caride, C., Gervilla, M., Ortuño, G. y Velando, F. (1973): Mapa Geológico de España E. 1:50.000, Hoja nº 53 (Mieres). Instituto Geológico y Minero de España, Madrid.

[4] Heredia, N., Rodríguez Fernández, L.R. y Gutiérrez Alonso, G. (1984): Mapa Geológico de España E. 1:50.000, Hoja nº 54 (Rioseco). Memoria explicativa por Rodríguez Fernández et al (1989). Instituto Geológico y Minero de España, Madrid, 108 pág.

La Cordillera Cantábrica es un extraordinario laboratorio natural, donde la geología se presenta ante nosotros con todo su esplendor, pues no en vano en esta región se forman todos los geólogos que estudian en la Universidad de Oviedo; incluso estudiantes de otras universidades suelen acudir a nuestra cordillera a realizar sus prácticas. Aquí, el nivel de dificultad geológica es bastante elevado, si bien, en cada excursión es posible seleccionar algunos aspectos geológicos que hagan más fácil su comprensión. En este artículo se va a describir un itinerario corto y fácil, tanto para caminar como desde un punto de vista geológico. Se trata del desfiladero de Les Xanes, donde afloran rocas del Devónico y Carbonífero deformadas por pliegues y fallas desarrollados a finales de la Era paleozoica, durante la deformación Varisca (Fig. 1).

Como ya se ha comentado en artículos pretéritos, las rocas y las estructuras paleozoicas han sido exhumadas durante finales del Cretácico y el Cenozoico, cuando la orogenia alpina generó el actual relieve. Las rocas que se pueden encontrar a lo largo del desfiladero de Les Xanes, de más moderna a más antigua son las siguientes:

- Formación San Emiliano. Lutitas grises y algunas capas de areniscas que, debido a la alteración, en el afloramiento presentan tonos marrones. Entre estas pizarras suelen encontrarse capas de calizas brechoides. El espesor total de estas rocas no se puede determinar en esta zona, pues nunca se observa la parte superior de esta Formación. La edad es Bashkiriense inferior (Carbonífero superior).

- Caliza de Montaña (Formación Barcaliente). Es corte fresco son calizas negras (blancas o gris claras cuando están alteradas) que, frecuentemente, presentan una típica laminación milimétrica. Si se las golpea desprenden un característico olor debido a la gran cantidad de materia orgánica que contienen. El espesor total de la Caliza de Montaña en esta zona es de unos 350 metros, siendo su edad Serpukhoviense (Carbonífero superior). En estas mismas calizas están talladas algunas de las cumbres más importantes de la Cordillera Cantábrica, como son todas las cumbres importantes del macizo de Ubiña, Peña Ten, Peña Santa de Castilla, etc.

- Caliza Griotte (Formación Alba). Calizas rosadas en capas de varios centímetros de espesor, separadas por niveles de lutitas rojas de algunos milímetros de espesor. A veces, los límites de las capas vienen marcados por una superficie quebrada, que se denomina estratificación estilolítica, y se origina por disolución de las capas debido a la presión que ejerce el peso de los sedimentos, durante el proceso de litificación. El espesor de esta unidad es variable a lo largo de la ruta de Les Xanes, aunque siempre es inferior a 40 m. Estas calizas suelen presentar abundantes restos fósiles de crinoideos (son tallos de equinodermos que recuerdan tornillos) y goniatítidos (conchas en forma de caracol parecidas a los amonites) que, junto a otros restos fósiles, permiten atribuir esta unidad al Viseense (Carbonífero inferior). La caliza de Griotte es una roca muy característica en Asturias, pues es utilizada frecuentemente en la construcción (véase por ejemplo el piso de la plaza de la Catedral de Oviedo). En el propio desfiladero de les Xanes, entrando por el NO y siguiendo el camino que discurre junto al cauce del río, se llega a una zona donde esta roca ha sido objeto de extracción. 

- Caliza de Candamo. Es una capa de caliza blanca de unos 5 metros de espesor, razón pr la que no siempre aflora, aunque cuando lo hace es un buen nivel guía. Al tratarse de una unidad tan delgada, en el corte geológico de la figura 2, no aparece representada. Su edad es Tournesiense (Carbonífero inferior). 

- Areniscas del Naranco. Areniscas y lutitas intercaladas de tonos agranatados debido a la gran cantidad de hierro que contienen. En la propia ruta de Les Xanes existen labores mineras que son testimonio de la explotación del hierro a la que han sido sometidas estas areniscas. Para comprobar que se trata de areniscas, se puede probar a rallar un metal (la navaja por ejemplo) con un fragmento de esta roca, las calizas no lo harían. El espesor de esta unidad varía también de unos sectores a otros, si bien puede estimarse que, por término medio, es de unos 60 metros en la ruta de Les Xanes. La edad de las areniscas es Eifeliense – Givetiense (Devónico medio).

- Caliza de Moniello. Calizas gris claro o amarillentas donde se pueden observar unos típicos poros rellenos de esparita (variedad de calcita). El espesor de la Calizas de Moniello no se puede conocer, pues nunca observamos su parte inferior, y su edad es Emsiense – Eifeliense (límite del Devónico inferior y medio).

Esta breve descripción puede ser completada consultando el libro “Geología de Asturias” [1].

La estructura de la zona ha sido objeto de estudio desde hace varias décadas [4], si bien, recientemente se han realizado trabajos de gran nivel en la zona [2, 3]. Brevemente diremos que, durante la Orogenia Varisca, todas las rocas antes descritas se deformaron por pliegues de dirección NE-SO, con el plano axial subvertical o ligeramente inclinado al NO. El ángulo que forman los flancos de estos pliegues es muy pequeño (10º-20º), pudiendo en ocasiones presentar los flancos la misma inclinación (pliegues isoclinales) (Figs. 1 y 2). A estos pliegues van asociadas unas fallas subverticales, también de dirección NE-SO que cotan el flanco SE (Fig. 2). También se reconocen fallas de dirección NO-SE cortando los pliegues transversalmente (Fig. 1).

Comenzamos la excursión desde el NO. Saliendo de Oviedo en dirección a La Espina, se toma la salida de Trubia, desde donde se continúa por la carretera que conduce al puerto de Ventana durante unos 11 km. Un km antes de llegar a la localidad de Villanueva, se encuentra un parking situado a la entrada del desfiladero de Les Xanes. Desde el parking se toma la carretera que, hacia el NE y paralelamente a la general aunque ascendiendo, nos conduce a Tenebredo. Se sigue este camino durante unos 400 m, a lo largo de cuyo tramo haremos la primera parada.

Parada 1: En el talud de la carretera se pueden reconocer las pizarras y areniscas de la Formación San Emiliano, entre las que también se pueden observar calizas compuestas por cantos angulosos. Las capas se encuentran inclinadas unos 45º al SE, sin embargo, este bajo buzamiento es debido a la fuerte pendiente topográfica: las capas están volcadas.

Al final de este tramo de carretera, sale en sentido opuesto, hacia el SO y hacia arriba, un sendero que nos conduce al camino del desfiladero. El cruce se encuentra indicado. Antes de adentrarnos en el desfiladero girando a la izquierda, haremos la segunda parada. 

Parada 2: En este punto entramos de lleno en la Caliza de Montaña, donde podremos reconocer casi todas las características citadas arriba. Las capas ahora presentan buzamientos no afectados por la pendiente, se inclinan unos 75º al SE. Se continúa por el camino, siempre cortando las capas fuertemente inclinadas de la Caliza de Montaña, donde es evidente la impronta del agua en estas rocas, pues se observan numerosas cavidades kársticas. Así, justo después de finalizar el tramo del camino que se dirige al NE, llegamos a la siguiente parada. 

Parada 3: Aquí afloran las capas rosadas de la Caliza Griotte. Se puede observar su característico aspecto con las capas separadas por superficies estilolíticas. Caminando unos 10 m al SE, observamos la Caliza de Candamo, blanca, de grano grueso y sobresaliendo en el relieve. Si seguimos el camino hasta llegar al fondo de la vaguada transversal al desfiladero, encontramos las Areniscas ferruginosas del Naranco. Desde aquí podemos alzar la vista hacia el SO, es decir miramos a la ladera de enfrente: si seguimos la Caliza de Candamo, que destaca claramente en el paisaje, se la puede ver ascender por la ladera izquierda del desfiladero, hasta que, casi en la cresta, se encuentra frente a las capas de Caliza de Montaña que afloran a nuestra izquierda. Evidentemente en ese punto existe una importante falla que atraviesa el desfiladero (Fig. 2). Caminamos hacia el lugar donde el camino atraviesa la falla y llegamos a la siguiente parada.

Parada 4: En este punto tenemos a nuestro frente, al otro lado de la falla, a la Caliza de Montaña; sin embargo, si nos acercamos a la falla, vemos que por su labio NO afloran unas calizas grisáceas que no corresponde a la Caliza de Montaña. Se trata de la Caliza de Moniello, en la que podremos observar algunas de las características antes descritas. Es un delgado y alargado afloramiento de calizas devónicas, que se encuentran del lado NO de la falla. Asimismo, si observamos la pared, por donde se produjo la fractura vemos que las calizas presentan estrías de falla subhorizontales (son como arañazos debido al roce de los dos bloques de la falla). Las estrías son casi horizontales, indicando un movimiento de la falla en esa dirección, sin embargo, vemos en el corte de la figura 2 que la falla ha tenido un desplazamiento principalmente vertical. Realmente las estrías deben de representar tan solo un último movimiento horizontal de esta fractura. Estas fallas, cuyo trazado es paralelo al de los pliegues sugieren una relación genética con ellos, tal y como interpretaron varios investigadores de la Universidad de Oviedo [2, 3].

Seguimos nuestra ruta, ya al otro lado de la falla, en la Caliza de Montaña, cuyas capas se mantienen como al principio, es decir, inclinadas unos 80º al SE, y llegamos a la siguiente parada.

Parada 5: Nuevamente encontramos la Caliza Griotte y, al SE, de esta unidad, también se puede observar la Caliza de Candamo, si bien para poder tocarla es necesario salirse del camino hacia arriba. Si desde este punto se mira a la ladera de enfrente, puede observarse como estos dos niveles de calizas se doblan hacia la izquierda, quedando por encima de ellos la Caliza de Montaña. Es decir, se empieza a observar que las capas están plegadas por un anticlinal (Fig. 2). Continuamos nuestro camino y atravesamos una zona donde no hay afloramiento, si bien, hacia arriba en la ladera, se alcanzan a observar unas rocas negras que corresponden a la Arenisca del Naranco. Por el suelo se encuentran fragmentos de estas areniscas ferruginosas.

Parada 6: Llegados a este punto comienzan a aparecer afloramientos de la Calizas de Moniello donde se pueden reconocer las características explicadas al principio. Asimismo, en la ladera derecha del desfiladero, cada vez se puede observar con más claridad el anticlinal que dobla todas las formaciones geológicas (Fig. 2).

Parada 7: Ahora nos encontramos en el flanco SE del anticlinal. En un pequeño entrante se puede reconocer una pequeña cantera en Areniscas del Naranco, con muy poco espesor, pues inmediatamente después se observan las calizas Griotte y Candamo. Si se dirige nuevamente la vista a la ladera izquierda del desfiladero, puede observarse, ya de forma completa el anticlinal (Fig. 2).

Parada 8: A esta parada se llega siguiendo el camino unos metros hacia el SE, tras adentrarnos en la Caliza de Montaña, ya situada en el flanco SE del anticlinal. Aquí las capas se inclinan al SE unos 60º (Figs. 1 y 2).

Se sigue el camino por la Caliza de Montaña y se atraviesa sin que existan nuevos afloramientos. Unos metros más adelante se llega a la siguiente parada.

Parada 9: En este punto se puede reconocer la boca de una antigua mina practicada en las Areniscas del Naranco, donde antiguamente se explotó el hierro contenido en esta formación. El hecho de que aquí de nuevo afloren Areniscas del Naranco, indica que desde la parada anterior hemos cruzado un sinclinal, aunque no hayamos encontrado las calizas de Candamo y Griotte nuevamente; seguramente esto es debido a que estas formaciones se encuentran cubiertas por los derrubios de la ladera (Fig. 2).

Llegados a este punto, se puede subir a Pedroveya, donde si se llega a medio día, siendo muy recomendable comer una fabada en el restaurante del pueblo. Después se puede volver al coche siguiendo el mismo camino aunque, si todavía se desea seguir disfrutando de la montaña, se puede seguir el recorrido por la parte Norte del desfiladero. En este último caso, campo a través o siguiendo la carretera, se debe de llegar a Dosango, situado al NO de Pedroveya. Desde ésta aldea, tomar el camino que asciende por el NO, bordeando el Pico del Valle Grande por el Este, para llegar a la siguiente parada (ver itinerario en Fig. 1).

Parada 10: El anticlinal que observamos en las paradas 5, 6, y 7, puede ser reconocido aquí, aunque mucho más estrecho. Al acercarnos desde el Pico del Valle Grande encontramos dos bandas de la Caliza Griotte, correspondientes a los dos flancos del anticlinal, en medio de las cuales afloran pizarras y areniscas devónicas. Hacia el norte de la segunda banda de Caliza Griotte, vuelve a aflorar la Caliza de Montaña.

Continuamos nuestro camino hacia la siguiente localidad, caminando por el núcleo del anticlinal (ver Fig. 1).

Parada 11: Nuevamente nos encontramos en el núcleo del anticlinal, si bien desde aquí, dirigiendo la vista hacia el SO, observamos abajo el desfiladero de Les Xanes y en su ladera izquierda en anticlinal doblando todas las capa. Unos metros a la derecha del anticlinal, se observan las mismas capas cortadas por la falla de la parada 4. Esta localidad es magnífica para observar desde lejos las rocas y estructuras que hemos ido siguiendo durante la primera parte de nuestra excursión.

Continuamos nuestro camino por el sendero que discurre por el flanco NO del anticlinal, hacia la carretera de Dosango, al lugar donde hemos dejado el coche. Al comenzar la bajada, hacemos la siguiente parada.

Parada 12: Dirigimos nuestra vista hacia el NE y en la carretera, se puede volver a observar el anticlinal, en este caso con un forma mucho más aguda y con un falla que corta su flanco NO. Esta observación vuelve a poner de relieve la relación existente entre los pliegues y las fallas paralelas a ellos [2, 3]. Nos dirigimos a ese lugar, en la carretera.

Parada 13: Aquí podemos tocar las rocas que habíamos visto desde la parada anterior: calizas de Griotte y Candamo en ambos flancos del anticlinal, con pizarras y areniscas devónicas en el núcleo. A ambos lados del pligue aflora la Caliza de Montaña.

Para volver al coche, lo mejor es seguir la carretera hasta el parking de Les Xanes.

A

Bibliografía

[1] Bastida, F. y Aramburu, C. y Aramburu, C. (eds.) (1995): Geología de Asturias. Ediciones Trea, Gijón, 308 págs.
[2] Bulnes, M. (1995): La estructura geológica del valle del río Trubia. Tesis doctoral, Universidad de Oviedo, 225 págs.
[3] Bulnes, M. & Marcos, A. (2001): Internal Structure and kinematics of Variscan thrust sheets in the valley of the Trubia River (Cantabrian Zone, NW Spain): regional implications. International Journal Earth Sciences, 90: 287-303.
[4] Pello, J. (1974): Mapa Geológico de España E. 1:50.000, Hoja nº 52 (Proaza). Memoria explicativa por Pello, J. (1976). Instituto Geológico y Minero de España, Madrid.

Entre las excursiones geológicas de montaña que se pueden realizar en los Pirineos, en este blog se incluyen varias de las que anualmente se realizan en el marco de la asignatura “Campamento Multidisciplinar” del Máster en Recurso Geológicos y Geotecnia de la Universidad de Oviedo. Obviamente, coinciden las excursiones y las paradas, pero no el contenido geológico, ya que aquí se recurre a explicaciones más sencillas con las que se intenta llegar a todo el mundo. Para completar las excursiones del Máster, solo quedaría incluir la que se realiza el primer día del Campamento, al Pic d’Escalette, por lo que procederé a explicar las observaciones de este recorrido. Se trata de un itinerario que practican muchos montañeros por las magníficas vistas panorámicas que ofrece.

Para llegar a la zona, se puede acceder el por Norte, siguiendo la autopista A-64 que une Bayonne y Toulouse, se toma la salida nº 17 de Montrejeau, y se siguen las carreteras D-825 y N-125 que conducen a Saint-Béat. Si se llega desde el sur, por el Valle de Aran, se sigue la carretera N-230 que continúa en Francia por la N-125, hasta llegar a Saint-Béat. Al sur de esta villa, sale hacia el Este una carretera que sube a las pistas de esquí de Mourtis y Col de Menté, donde podremos dejar nuestro vehículo.

A partir de este punto, continúa una pista que accede a las cabañas de Escalette, aunque es necesario poseer un permiso de los guardias forestales, por lo que se propone seguir a pié. En el mismo aparcamiento haremos nuestra primera parada. 

Parada 1: Col de Menté (1340 m).

Justamente en este collado se sitúa la Falla Norpirenaica (FNP), que presenta un juego de falla normal. Esta estructura, históricamente, ha sido de gran relevancia en los Pirineos pues afecta a toda la corteza terrestre, separando la Zona Norpirenaica de la Zona Axial. No es el lugar apropiado para observarla y solamente nos fijaremos que, en el lugar por el que pasa la falla, afloran unas rocas verde oscuro. Son ofitas y su edad, probablemente es triásica (no me consta que hayan sido datadas aquí). Son un testimonio de la extensión que a principios del Mesozoico se produjo en este gran continente, Gondwana, sobre el que entonces nos encontrábamos. Cuando hace unos 200 o 250 millones de años estas rocas sub-volcánicas ascendían hacia la superficie, seguramente aprovechaban la FNP que ya entonces debía de ser un accidente importante.

Desde el aparcamiento del Col de Menté se toma el camino que sale hacia el Oeste. Durante 1 km aproximadamente, el camino discurre a la misma cota, para después ascender rápidamente hasta las cabañas d’Escalette (1580 m). Justo al Norte de las cabañas se yergue un imponente macizo calcáreo, son calizas Cretácicas, que corresponde al Pic d’Escalette. Para ascender a él, tomamos el sendero que sube por su ladera Oeste, hasta llegar al collado del mismo, nombre. Desde el collado, unos 120 m al SE está la cima, donde haremos la segunda parada.

Parada 2: Pic d’Escalette (1856 m).

La ascensión final al Pic d’Escalette se realiza sobre calizas jurásico-cretácicas, entre las que es frecuente encontrar secciones de Rudistas. Los Rudistas son fósiles de lamelibranquios que vivían en colonias. La forma de su concha recuerda a un cucurucho, con una tapa en la parte superior. En los edificios de las ciudades es frecuente emplear calizas con estos fósiles para revestir las fachadas.

Desde este pico se tiene una buena panorámica hacia el Oeste, donde se observa con claridad la Falla Norpirenaica (FNP), subvertical o algo inclinada al Norte. En la parte septentrional de la falla afloran calizas del Jurásico-Cretácico que son las mismas sobre las que nos encontramos. Al sur de la falla se observan lutitas rojizas del Triásico y, jalonando la propia falla, es posible observar nuevos afloramientos de ofitas. Algo más al Sur, por debajo del Triásico, afloran rocas paleozoicas del flanco septentrional del Domo del Garona, ya en la Zona Axial pirenaica. Como puede deducirse de lo dicho, la FNP se presenta aquí como una falla normal.

La FNP es una estructura de cuya importancia se tiene noción hace muchos años. La razón por la que se le ha dado tanta importancia a esta estructura se debe a que, unos km al Este del lugar en que nos encontramos, en el lago Lhers, afloran peridotitas, es decir rocas del manto terrestre, que fueron subidas a la superficie gracias a la actividad de la FNP. Asimismo, en torno a la FNP es frecuente observar que las rocas presentan un importante metamorfismo térmico (de alta temperatura). La conclusión que se puede extraer de estas observaciones es que en algún momento de la historia geológica, posiblemente en el Cretácico inferior, esta falla jugó un papel importante en la extensión de la corteza que provocaba la separación entre la Península Ibérica y Europa. La extensión debió de ser de tal magnitud que las rocas del manto (peridotitas) se situaron muy cerca de la superficie, aunque esa extensión no fue lo bastante importante como para que se generase un océano entre Iberia y Europa. Posteriormente, durante la deformación alpina, que concluye con la colisión entre la Iberia y Europa, la FNP, que hasta entonces actuaba como una falla normal, cambió el sentido del movimiento, jugando a partir del Cretácico superior como un cabalgamiento. A partir de este momento, durante la tectónica compresiva, las peridotitas fueron arrastradas hasta la superficie.

Todas las cordilleras están divididas en zonas, así, la Zona Norpirenaica se caracteriza por estar conformada por cabalgamientos que se mueven hacia el Norte, colocando rocas del basamento Paleozoico, con deformación Varisca (ver excursión de Col de Varrados-Liat), sobre rocas Mesozoico-Terciarias. Por su parte la Zona Axial, representa la zona donde mayor engrosamiento de la corteza se produjo tras la colisión entre Iberia y Europa, entre el Cretácico superior y el Mioceno. Normalmente, en estas zonas de máximo engrosamiento cortical, las rocas suelen presentar deformación dúctil, acompañada por metamorfismo, sin embargo, las pequeñas dimensiones de los Pirineos han impedido que afloren en superficie rocas con estas características. Todo el metamorfismo que observamos en la Zona Axial se produce durante el ciclo Varisco, en el Carbonífero. Desde el Pic d’Escalette, mirando hacia el norte se observan los relieves del macizo Norpirenaico de la Barousse. Este macizo corresponde a un cabalgamiento alpino, dirigido hacia el Norte, que coloca rocas del Paleozoico sobre rocas Mesozoico-Terciarias.

Descendemos del Pic d’Escalette hacia el collado del mismo nombre y nos dirigimos hacia el NO, para ascender a una pequeña cima que presenta buenas vistas al Norte y NE.

Parada 3: Pic NO d’Escalette.

Desde este pico, mirando hacia el Norte, se tiene una buena panorámica de los macizos Norpirenaicos paleozoicos de la Barousse, Milhas y Castillon. Hacia el Este se puede seguir el trazado de la FNP, separando la Zona Axial de los macizos Norpirenaicos, pudiéndose comprobar que la anchura de esta zona es pequeña, no más de 25 km. En la lejanía hacia el Norte, se observan las zonas llanas ocupadas por la Cuenca de Aquitania. El mismo significado que tiene la Cuenca del Ebro en la vertiente meridional de los Pirineos, lo tiene la Cuenca de Aquitania, es decir, es la cuenca de antepaís de los Pirineos septentrionales, donde se depositan los materiales que son denudados de la cordillera. Su relleno es de areniscas y lutitas terciarias.

Descendemos del Pic NO de Escalete hasta el Col de Menté por el mismo itinerario que ascendimos. Antes de terminar la excursión, cuando estemos llegando a Saint-Béat, nos detendremos en una cantera de caliza en la que merece la pena hacer la última parada.

Parada 4: Falla Norpirenaica.

En esta cantera se pueden observar unas espectaculares brechas marmóreas situadas junto a la FNP. Las brechas proceden de la fracturación, en condiciones frágiles, de las calizas jurásico-cretácicas. Seguramente, a causa del metamorfismo que tuvo lugar durante una etapa posterior, las brechas sufrieron un total recristalización, lo que las convierte en magníficas rocas ornamentales.

Referencias

- De Sitter, L.U. and Zwart, H.J., 1962. Geological map of the Paleozoic of the Central Pyrenees, 1: 50.000; sheet 1: Garonne, sheet 2: Salat. Leidse Geologische Mededelinge, 27: 191-236.

Una importante parte de las excursiones de montaña propuestas en este blog, discurren por la Cordillera Cantábrica. Por esta razón es necesario hacer una pequeña historia geológica de la zona, donde puedan ser enmarcadas las observaciones realizadas a lo largo de las diferentes rutas. La historia geológica que se narrará a continuación se basa en numerosos datos procedentes del trabajo de gran cantidad de geólogos que llevan estudiando esta zona desde el siglo XIX y, especialmente, desde los últimos 50 años. Para no hacer tedioso el texto con constantes referencias, se remite al lector a dos libros que sintetizan magníficamente la geología de la Cordillera Cantábrica, en los que además se podrá ampliar la información aquí vertida. Los libros son: “Geología de Asturias” (Aramburu y Bastida, 1995) y la “Geología de España” (Vera, 2004), así como a las citas contenidas en ambos.    

En la cordillera Cantábrica afloran rocas con una edad comprendida entre el Precámbrico (>550 M. a.) y el Cuaternario, las cuales pueden ser divididas en tres  grupos, cada uno de los cuales informa de una parte de la historia geológica de esta región:

  (1) Rocas precámbricas: afloran a lo largo de una banda arqueada, cuya anchura no supera los 20 km (Antiforme del Narcea), que pasa por las localidades de Cudillero, Tineo, Cangas del Narcea y Puerto de Leitariegos (Fig. 1). A partir del límite meridional de Asturias, el Antiforme del Narcea se adentra en la provincia de León, adoptando una dirección ONO-ESE entre Villablino y Barrios de Luna. Las rocas precámbricas consisten en lutitas y areniscas (Pizarras del Narcea) entre las que abundan las intecalaciones de rocas volcánicas y plutónicas.

(2) Rocas Paleozoicas: afloran a ambos lados del Antiforme del Narcea y se encuentran discordantes sobre el Precámbrico. Las rocas de la parte oriental configuran la denominada Zona Cantábrica (ZC) (Fig. 2) y tienen una edad comprendida entre Cámbrico y Carbonífero (Pensilvaniense). Hasta el Devónico superior, las rocas paleozoicas de la ZC constan de unidades de calizas, dolomías, areniscas, cuarcitas y lutitas, depositadas sobre la plataforma continental marina, situada al oeste de Gondwana (antiguo continente en el que se asentaba Asturias durante el Paleozoico). La profundidad de estas aguas era bastante somera, lo que favorecía la proliferación de la vida, como lo atestigua la abundancia de restos fósiles de trilobites, corales, braquiópodos, etc. El océano donde se asentaban estas rocas es conocido como Océano Rheico, que separaba Gondwana de otros continentes situados al oeste y al norte (Laurentia y Báltica). Las capas más altas de la sucesión carbonífera se depositaron en una cuenca de antepaís, sinorogénica con la deformación compresiva Varisca que por el oeste comenzaba a engrosar la corteza terrestre. Los sedimentos que rellenan esta cuenca al principio son marinos que hacia arriba pasan a capas de transición entre el medio marino y continental (normalmente medios deltaicos que rellenan la Cuenca Carbonífera Central, Fig. 1) entre los que abundan las capas de carbón, explotadas en Asturias desde el siglo XIX, que dan testimonio de un clima cálido con una vegetación exuberante durante este periodo. En la parte oriental de Asturias, en los Picos de Europa, que todavía eran ajenos a la deformación varisca que se acercaba desde el oeste, la casi la totalidad de las rocas carboníferas corresponde a calizas, depositadas en el margen continental pasivo de Gondwana.

Las rocas paleozoicas situadas al oeste del Antiforme del Narcea, forman parte de la denominada Zona Asturoccidental Leonesa (ZAOL) (Fig. 2). En casi su totalidad, estas rocas tienen una edad comprendida entre el Cámbrico y el Silúrico y consisten principalmente en pizarras y cuarcitas depositadas en un medio marino más profundo. En la parte baja de la serie pueden encontrarse algunas unidades calcáreas (Calizas de Vegadeo). Por encima de todo este conjunto litológico, en el sector occidental de Asturias, se disponen de forma discordante areniscas y lutitas de edad Estefaniense que contienen capas de carbón que son actualmente explotadas en las zonas de Cangas del Narcea, Degaña y Villablino.

(3) Rocas del Pérmico, Mesozoico y Cenozoico: Estas unidades representan el Ciclo Alpino. Las rocas pérmicas y mesozoicas afloran de forma casi continua en la parte central y septentrional de Asturias y constituyen la parte occidental de la denominada Cuenca Vasco - Cantábrica. Aparte de estos afloramientos, existen otros de menores dimensiones en diversos puntos de las vertientes asturiana y leonesa de la Cordillera Cantábrica. Se trata de calizas, margas, areniscas, conglomerados y lutitas principalmente, depositados en el borde meridional de una cuenca que al principio era continental y que evolucionó a una cuenca marina somera. El medio donde se producía la sedimentación de estos materiales también era apto para la vida, siendo muy abundantes los restos fósiles de braquiópodos, lamelibranquios, cefalópodos y dinosaurios. Por encima de los materiales mesozoicos, a lo largo de una franja de dirección E-O, que va desde Grado hasta Cangas de Onís y al sur de la cordillera, afloran rocas Cenozoicas, que representan pequeñas cuencas de antepaís, sinorogénicas con la deformación Alpina compresiva.
 

Estructura
Cada una de las unidades descritas arriba, presenta estructuras que registran la deformación compresiva de, al menos, dos orogenias: Varisca y Alpina. Además, entre estos dos periodos tectónicos, existen evidencias de varios episodios extensionales.
Las estructuras más antiguas observables en la Cordillera Cantábrica se encuentran en las rocas precámbricas del Antiforme del Narcea, donde las Pizarras del Narcea se encuentran bajo el Paleozoico discordante. Esta discordancia, por lo tanto, evoca la existencia de una actividad tectónica anterior a la misma. Por otro lado, la presencia de rocas volcánicas y plutónicas de edad Ediacariense (Precámbrico) indica que la deformación se produjo en un entorno tectónico concreto. Así, la signatura geoquímica de estas rocas ígneas ha dado pie a que algunos autores las interpreten como procedentes de un arco de islas, el cual precedió a una Orogenia Precámbrica. Sin embargo, no se ha podido demostrar claramente la existencia de estructuras de esta edad, pues las que deforman estas rocas pueden ser interpretadas como Variscas. Este hecho ha suscitado controversia, de manera que otros autores opinan que la deformación exclusivamente precámbrica se debe de relacionar con un evento tectónico de menor envergadura.

La sucesión paleozoica se encuentra intensamente deformada por estructuras variscas, con una dirección que va de N-S a E-O, diseñando un arco, cuyo núcleo se localiza en la parte oriental de Asturias (Figs. 1, 2). Asimismo, las estructuras variscas presentan una marcada vergencia hacia el este, lo que demuestra que nos encontramos en la rama oriental del Orógeno Varisco. Según opinan la mayoría de los autores, la forma arqueada del Orógeno Varisco se debe a un rasgo original (el margen continental de Gondwana que colisionó con Laurentia y Báltica, ya presentaba una forma arqueada), si bien el arco se fue cerrando a lo largo de la evolución del orógeno. Las estructuras Variscas se desarrollan desde finales del Devónico hasta el Estefaniense, cuyos depósitos discordantes postdatan esta orogénesis.

La Orogénia Varisca debió de producir una enorme cordillera con importantes relieves. Así, las calizas emergidas al final de la orogenia debieron de verse sometidas a importantes procesos de kartificación, algunas de cuyas cavidades pueden ser observadas actualmente. Ya en el Pérmico se había producido la erosión casi total de estos relieves, pues durante este periodo la zona se vio sometida a extensión, con un importante adelgazamiento la corteza terrestre. Las fallas responsables de esta extensión suelen tener una dirección E-O y compartimentan estrechas y profundas cuencas de tipo rift, en las que se depositaron discordantemente las capas del Pérmico y Triásico. Este adelgazamiento cortical provocó el acercamiento de las rocas paleozoicas (ahora es el sustrato de esas cuencas) a regiones profundas con temperaturas suficientemente elevadas como para provocar la circulación convectiva de las aguas intersticiales contenidas en dichas rocas. Esta circulación de fluidos a través de las rocas paleozoicas produjo el lixiviado de sales y minerales, dando lugar a reemplazamientos y rellenos de fluorita en las cavidades kársticas de las calizas carboníferas, en las brechas asociadas a las fallas responsables de la extensión y en las calizas situadas debajo de las capas impermeables pérmicas discordantes, que actuaron como sello de la mineralización. Después del Pérmico se produjo la sedimentación de las capas mesozoicas sobre una plataforma ya bien configurada. La máxima extensión en la Cuenca Vasco – Cantábrica tuvo lugar en el Cretácico inferior. Este dato es consistente con la reciente datación realizada en los yacimientos de fluorita.

A partir del Cretácico superior comienza la Orogenia Alpina, como consecuencia de la colisión entre la península Ibérica y Europa. Por el este, la colisión dio lugar a la Cordillera Pirenaica, mientras en el margen Cantábrico, al no existir una corteza continental al norte de la Península, la colisión se produjo contra la corteza oceánica Cantábrica. La orogenia Alpina consiste en cabalgamientos de dirección entre E-O y NO-SE, dirigidos hacia el sur que, en muchos casos, resultaron de la reactivación de estructuras Variscas y que exhumaron el basamento Paleozoico. Algunos de los principales cabalgamientos alpinos se encuentran en la zona central de Asturias, como es el caso de la Falla de Ventaniella o Franja móvil, que levantó la pequeña cordillera prelitoral que va desde el Norte de Oviedo a Peña Careses, prolongándose hacia el este y SE de Asturias. En la Cordillera Cantábrica, la Falla de León es otra estructura varisca reactivada durante el ciclo Alpino y que provocó relieves tan importantes como el del Macizo de Ubiña. Por último, el límite meridional de la Cordillera Cantábrica corresponde asimismo a otra importante estructura alpina. En todos los casos, estos cabalgamientos involucran en la deformación rocas paleozoicas y mesozoicas. Por delante de estos cabalgamientos (al sur de ellos) se instalan pequeñas cuencas de antepaís en las que se depositan los materiales Cenozoicos. Estas estructuras son las responsables de la totalidad del relieve que actualmente se puede observar en Asturias. En tiempos cuaternarios, los relieves están siendo erosionados, dando lugar a un modelado glaciar (bien conservado en las zonas altas de la cordillera), al encajamiento de la red fluvial actual con un importante desarrollo del karst. Asimismo, el levantamiento de la cordillera queda igualmente registrado en plataformas de abrasión marina, actualmente preservadas en la rasa cantábrica.

Referencias
- Aramburu, C. y Bastida, F. eds. (1995). Geología de Asturias. Ediciones Trea S. L., Gijón, 308 págs.

- Parga Pondal, I.; Vegas, R. y Marcos, A. (1982). Mapa Xeolóxico do Macizo Hespérico , Escala 1: 500.000. Laboratorio Xeoloxico de Laxe (Publicacións da Área de Xeoloxía e Minería do Seminario de Estudios Gallegos).

- Martínez Catalán, J. R.; Pérez Estaún, A.; Bastida, F.; Pulgar, J. A. & Marcos, A. (1990). Structure. In: Dallmeyer & Martinez García (Eds.) (Pre - Mesozoic Geology of Iberia). Springer - Verlag Berlin Heidelberg: 103-114.

- Pérez Estaún, A.; Bastida, F.; Alonso, J.L.; Marquínez, J. L.; Aller, J; Álvarez Marrón, J; Marcos, A. & Pulgar, J. A. (1988). A thin-skinned tectonics model for an arcuate fold and thrust belt: the Cantabrian Zone (Variscan Ibero-Armorican Arc). Tectonics, 7: 517-537.

- Vera, J. A. Ed. (2004). Geología de España. Sociedad Geológica de España - Instituto Geológico y Minero de España, edición, 884 págs.

En este artículo se describirá la geología observable a lo largo de una ruta de montaña muy conocida, pues conduce a la cima del Cerro del Plata, de 6.050 m de altitud, que frecuentemente los montañeros realizan para aclimatarse antes de ascender al Cerro Aconcagua (6.961 m). El Cordón del Plata se encuentra situado unos 50 km al Oeste de la ciudad de Mendoza (Argentina) formando parte de la denominada Cordillera Frontal de los Andes. Este macizo montañoso contiene un extenso afloramiento del basamento paleozoico de los Andes constituido por varios conjuntos de rocas con diferente deformación y grado metamórfico. Sobre este basamento se apoyan discordantemente las rocas volcánicas del Grupo Choiyoi, de edad permo-triásica, así como materiales sedimentarios cenozoicos, relacionados con el levantamiento de la Cordillera de los Andes. Los primeros estudios geológicos de la zona se deben a (Polanski, 1959), (Caminos, 1965), autores de los primeros estudios estratigráficos de la zona, así como de la elaboración de los primeros mapas geológicos detallados. Recientemente, hemos elaborado diversos estudios en esta zona, lo que permite proponer una excursión de montaña realizando algunas observaciones, cuya interpretación revela una importante parte de la historia geológica de los Andes en este sector (Folguera, et al., 2003, Heredia, et al., 2012).     

Figura 1: Mapa geológico de la zona del Cordón del Plata con la situación de las paradas. I-I’ localización del corte geológico de la figura 2. Tomado de Heredia, et al. (2012).
 Pinchar aquí para ver la imagen a tamaño original.

Para realizar esta excursión, se sale de la ciudad de Mendoza, hacia el Sur, siguiendo la RN 40 para, a los pocos kilómetros, dirigirse hacia el Oeste, en dirección a Uspallata por la RN 7. Al llegar al embalse de Potrerillos, se toma la ruta 89, que conduce a Tupungato y, a los 8 km aproximadamente, se toma la carretera que asciende a las pistas de Esquí de Vallecitos.

Parada 01: Estación de esquí de Vallecitos
Este punto corresponde al final de la carretera, hasta donde llegan los vehículos. Mirando hacia el Este se observa la imagen de la fotografía número 1. A la izquierda (al Norte) se distinguen unas rocas de tonos rojizos que corresponden a las capas subhorizontales del Grupo Choiyoi, sobre las que cabalgan unas rocas oscuras que corresponden al miembro inferior de la Fm. El Plata. Estos cabalgamientos están  dirigidos al Oeste y, al afectar conjuntamente al Carbonífero y al Permo-Triásico, deben de corresponder al Ciclo Orogénico Andino. Por otra parte, se aprecia que la estratificación en las capas carboníferas presenta pliegues que no se desarrollan en el Grupo Choiyoi, de lo que se puede deducir que las capas permo-triásicas se disponen discordantes sobre las carboníferas, fosilizando estructuras pertenecientes a deformaciones anteriores.
Desde este punto, se asciende hacia el Oeste, siguiendo el camino que está bien marcado y que, al principio, discurre sobre las capas volcánicas rojizas del Grupo Choiyoi.

Fotografía 1: Grupo Choiyoi discordante sobre las capas plegadas del Miembro inferior de la Fm. El Plata. Observense los cabalgamientos Andinos que deforman el basamento Paleozoico y las capas permo-triásicas (Heredia, et al., 2012).

Parada 02: Las Vegas
En este punto,  se puede observar el afloramiento de un cuerpo granítico que intruye a las capas del Miembro inferior de la Fm. el Plata. Se trata de una intrusión triásica, probablemente relacionada con el magmatismo que dio lugar a las capas volcánicas del Grupo Choiyoi.
Fotografía 2: Aspecto de las Capas de Vallecitos. (A) lamnaciones milimétricas de cuarcitas y pizarras. (B) pliegues de eje vertical que deforman a las Capas de Vallecitos.
Desde este punto se continúa por la zona de Las Vegas, junto a su ladera derecha, hasta la parada nº 3.

Parada 03: Parte superior de Las Vegas
En esta parada se pueden observar las alternancias centimétricas y milimétricas de cuarcitas y pizarras de las Capas de Vallecitos (Foto 2A). Si con ayuda de una lupa se observan los niveles pizarrosos es posible reconocer la existencia de una foliación, o pizarrosidad, subparalela a la estratificación. Asimismo, existen pliegues deformando a la estratificación.
A partir de este punto se sigue por el camino hasta llegar a Piedra Grande, que es un buen lugar para realizar una acampada si se van a pasar varios días en la zona. Se continúa por el camino hacia el Oeste hasta la siguiente parada.

Parada 04: Oeste de Piedra Grande
De nuevo nos encontramos con las características alternancias de las Capas de Vallecitos que, en esta localidad se encuentran intensamente plegadas. Se trata de pliegues a todas las escalas, apretados y con la charnela vertical. A esta localidad corresponde la fotografía 2B. En esta zona, los pliegues llevan asociada una nueva foliación tectónica (S1), con escaso desarrollo pero que indica que estas estructuras se originaron bajo condiciones de metamorfismo de bajo grado.
Desde esta localidad, hacia el Norte, bajo el Cerro Stepanek, se observa una espectacular morrena glaciar rellenando el fondo del valle. Este depósito cuaternario, que no ha sido representado en el mapa geológico de la figura 1, está caracterizado por una serie de crestas concéntricas, tal y como se pueden observar en la Foto nº 3. En estos depósitos, los bloques de roca están embebidos en una masa de hielo, son conocidos como glaciares de rocas y se originan en periodos de clima seco y muy frío.

Fotografía 3: Glaciar de rocas en la subida hacia el Cordón del Plata.

Parada 05: Salto de Agua
En la zona conocida como “Salto de Agua”, la litología cambia completamente. Aquí se observa el Miembro medio de la Fm. El Plata (ver, Foto nº 4), consistente en alternancias decimétricas de areniscas verdosas y pizarras grises en las que no existe el grado metamórfico observado en los afloramientos anteriores. Estas alternancias se encuentran sobre las Capas del Grupo Choiyoi que afloran hacia el Norte, por lo que su límite corresponde a un cabalgamiento Andino (Figs. 1, 2).
Fotografía 4: Aspecto de las alternacias de areniscas y pizarras del Miembro medio de la Fm. El Plata.
A partir de este punto, todos los afloramientos corresponden a las alternancias de l Fm. el Plata, frecuentemente repetidas por cabalgamientos. Nos dirigimos hacia el Oeste, hasta llegar al Glaciar de la Jaula, justo bajo el Cerro Vallecitos (5.435 m).

Figura 2: Corte geológico I-I’ en el que se muestran las principales estructuras de la zona. Tomado de Heredia, et al. (2012).

Parada 06: Glaciar de la Jaula
Desde este punto, mirando hacia el Norte podemos observar la panorámica de la Foto nº 5. Al Oeste, en la ladera meridional del Cerro Vallecitos, se observan las alternancias del Miembro medio de la Fm. El Plata plegadas por un antiformal, en cuyo núcleo afloran las capas del Miembro superior de la misma formación. Por lo tanto, este antiforme, debe de deformar un cabalgamiento que superpone las capas del Miembro medio de la Fm. El Plata sobre las del superior, tal y como se puede observar en la fotografía y en el corte de la figura 2.  Por el Este (a la derecha de la foto), se observa que el antiforme corresponde a la rampa frontal de otro cabalgamiento. Si, sobre el mapa geológico de la figura 1, se siguen estas estructuras hacia el Norte, por el flanco Oeste del antiforme , se puede comprobar que el cabalgamiento plegado queda fosilizado por la base de Grupo Choiyoi y. Por lo tanto, esta estructura es anterior a la sedimentación del Grupo Choiyoi, tratándose de un cabalgamiento perteneciente al Ciclo Orogénico Gondwánico. El cabalgamiento situado al Oeste de la fotografía nº 1 será Andino, puesto que está deformando al Grupo Choiyoi.
Fotografía 5: Glaciar de la Jaula: aspecto de un cabalgamiento plegado, perteneciente al Ciclo orogénico Gondwánico, cortado por un cabalgamiento andino (Heredia, et al., 2012).
A partir del Glaciar de la Jaula se prosigue el camino hacia el Sur, hasta al Collado de las Lomas Amarillas

Parada 07: Collada de Las Lomas Amarillas
En este collado se observa un nuevo cabalgamiento que superpone el Miembro medio de la Fm. El Plata sobre el superior. A partir de este punto, hacia el Oeste existe un monótono afloramiento de los miembros medio y superior de la Fm. El Plata, separados por algunos cabalgamientos similares a los descritos hasta ahora (ver Foto nº 6).

Fotografía 6: Aspecto Aspecto de la Fm. El Plata desde la Collada de las Lomas Amarillas, hasta el Cordón del Plata (foto sacada desde el Valle del Sol) (Heredia, et al., 2012).

En la parada nº 6 nos encontramos a más de 5.000 m de altura, razón por la cual si se pretende continuar con la excusión hacia el Cordón del Plata, se debe de seguir ascendiendo por el suroeste. En todo caso, a esta altura es necesario realizar un periodo de aclimatación, que nos permita alcanzar los 6.000 m sin problemas físicos. Por otra parte, los vientos racheados que imperan en esta parte final de la cresta exigen adoptar las máximas precauciones, pues ha habido varios accidentes por causa del viento en esta zona. En todo caso, de las observaciones geológicas realizadas hasta ahora se pueden extraer algunas conclusiones sobre los Andes que describiremos a continuación:
1) Los pliegues de charnela vertical y el metamorfismo asociado observados en las paradas 3 y 4, solamente afectan a las Capas de Vallecitos, de edad devónica. Por lo tanto, estas estructuras debieron generarse entre el Devónico y antes del Carbonífero superior. Es decir, se trata de estructuras pertenecientes al Ciclo orogénico Famatiniano (Ramos, et al., 1984) y se relacionan con la colisión que tuvo lugar entre Chilenia (antiguo terreno continental que corresponde al territorio situado entre la Cordillera Frontal de los Andes y la costa de Chile) y Gondwana (gran continente que en el Paleozoico comprendía Sudamérica, África y Sur de Europa). Antes de la colisión, entre Chilenia y Gondwana existía un estrecho océano en el que se depositaron las Capas de Vallecitos.
2) Los cabalgamientos Gondwánicos, como el observado en la parada 06, deforman las Capas de Vallecitos y la Fm. El Plata, pero no al Grupo Choiyoi. Por ello, estas estructuras se han desarrollado entre el Carbonífero superior (edad de la Fm. El Plata) y el Pérmico (edad más antigua del Grupo Choiyoi). Estas estructuras no parece que se desarrollen como consecuencia de ninguna colisión continental, sino que lo hacen cuando comienza a activarse el margen convergente del Oeste de Suramérica (Ramos, 1988, Rebolledo and Charrier, 1994), seguramente debido a algún tipo de dificultad en el proceso de subducción.
3) Por último los cabalgamientos de deforman todas las rocas de la zona, incluido el Grupo Choiyoi, se generan durante el ciclo Orogénico Andino, durante el Cenozoico. Es posible que algunos de los cabalgamientos andinos resulten de la reactivación de cabalgamientos Gondwánicos, ya que si se observa el corte de la figura 2, algunos de estos cabalgamientos producen un acortamiento mucho mayor cuando afecta a las capas de la Fm. El Plata que cuando lo hacen con las del Grupo Choiyoi.

Referencias

- Caminos, R., 1965. Geologia de la vertiente oriental del Cordon del Plata, Cordillera Frontal de Mendoza Revista de la Asociacion Geológica Argentina, 20, 351-392.

- Caminos, R., Cordani, U.G. and Linares, E., 1979. Geología y geocronología de las rocas metamórficas y eruptivas de la Precordillera y Cordillera Frontal de Mendoza, República Argentina. In: 2º Congreso Geológico Chileno. Actas 1, Arica.

- Folguera, A., Etcheverría, M., Pazos, P., et al., 2003. Hoja Geológica 3369-15, Potrerillos, Provincia de Mendoza, a escala 1: 100000. Bol. 301. In: Memoria explicativa Folguera, A.; Etcheverria, M. Servicio Geológico-Minero Argentino, Buenos Aires, Argentina.

- Heredia, N., Farias, P., García-Sansegundo, J. and Giambiagi, L., 2012. The Basement of the Andean Frontal Cordillera in the Cordón del Plata (Mendoza, Argentina): Geodynamic Evolution Andean Geology, 39, 242-257.

- Polanski, J., 1959. El bloque varíscico de la Cordillera Frontal de Mendoza Revista de la Asociación Geológica Argentina, 12, 165-196.

- Ramos, V.A., 1988. The tectonics of the Central Andes; 30º to 33º S latitude. In: Processes in continental lithospheric deformation (S. Clark and D. Burchfiel, eds). Geological Society of America, Special Paper, 218.

- Ramos, V.A., Jordan, T.E., Allmendinger, R.W., et al., 1984. Chilenia: un terreno alóctono en la evolución paleozoica de los Andes centrales. In: 9º Congreso Geológico Argentino. Actas, 2, San Carlos de Bariloche.

- Rebolledo, S. and Charrier, R., 1994. Evolución del basamento paleozoico en el área de Punta Claditas, Región de Coquimbo, Chile (31-32ºS), Andean Geology, 21: 55-69.

En esta ocasión, aprovechando mi estancia en los Andes de Mendoza (Argentina), incluiré en el blog una excursión geológica de montaña, en colaboración con mis compañeros Pedro Farias y Álvaro Rubio, en un lugar emblemático como es el Parque Nacional de la Caldera del Diamante.  Con este artículo no se intentará pormenorizar en los detalles observables a lo largo de la ruta, sino que tratará de de dar una visión general de los procesos geológicos que han tenido lugar en esta parte de los Andes y que pueden ser deducidos de las rocas que aquí afloran.  

El Parque Nacional de la Caldera del Diamante se encuentra ubicado en la Cordillera Frontal de los Andes mendocinos. Afloran rocas con una edad que abarca desde el Paleozoico hasta el Cenozoico. Entre el  Refugio  del General Alvarado y la Pampa de los Avestruces  se encuentran las rocas más antiguas, de edad paleozoica. Estas se formaron a partir de sedimentos depositados en el margen occidental de una cuenca marina que separaba Chilenia, un microcontinente alargado en dirección N-S, de Gondwana (Cuyania). Estos continentes colisionaron durante el Carbonífero inferior, hace 360-320 ma (millones de años).
Las rocas que se observan en la pista que asciende a la Pampa de los Avestruces constan de cuarcitas negras y pizarras de la Formación Las Lagunitas. Estas rocas, que ocupaban el fondo de la cuenca que separaba Chilenia de Cuyania, sufrieron una intensa deformación durante la colisión de ambos continentes (orogenia  Famatiniana) que provocó el desarrollo de un gran pliegue asimétrico, y vergente al Oeste, pues su plano axial se inclina hacia el Este (Fig. 1). El núcleo de esa gran estructura se sitúa  a la altura del Refugio de la Cruz de Piedra. A este pliegue se asocia una foliación tectónica (clivaje pizarroso S1, líneas rojas de la figura 1) paralela a su plano axial. Esta deformación cerró completamente la cuenca sobre la que se depositaron las rocas de la Formación las Lagunitas, creando los primeros relieves de aquella antigua cordillera.
 

Izquierda: Aspecto de las cuarcitas y pizarras de la Fm. Las Lagunitas. El lapicero indica la posición del clivaje pizarroso que deforma estas rocas.  Derecha: Aspecto de un pliegue menor que deforma a estas rocas.

Posteriormente a la deformación Famatiniana, las rocas paleozoicas de la pista que asciende a la Pampa de los Avestruces fueron nuevamente deformadas por pliegues, que en este caso son  vergentes al Este. Estos se encuentran posiblemente ligados a la deformación Gondwánica, que se desarrolló entre el Carbonífero inferior y el Pérmico (320-250 ma) (Fig. 1). Asociada a esta deformación Gondwánica se produce la intrusión de granitos, como el que se observa en el entorno del  Refugio del General Alvarado. Este granito está constituido fundamentalmente por cuarzo, feldespato potásico y plagioclasa en menor cantidad, con biotita como mineral máfico (oscuro) dominante. Algunas variedades de este granito, como las que se encuentran expuestas en el jardín, son consecuencia de los procesos tardimagmáticos asociados a esta intrusión, como las rocas con megacristales de biotita o rocas con textura porfídica (grandes cristales en una matriz de grano más fino) con fenocristales de feldespato potásico. La intrusión de este granito provoca la transformación de las rocas encajantes (las cuarcitas y pizarras de la formación Las Lagunitas) en  pizarras mosqueadas y corneanas (rocas metamórficas de contacto o metamorfismo térmico). Los minerales que aparecen como consecuencia de estas transformaciones son la andalucita y la biotita.
Todos los relieves que se generaron durante estas deformaciones fueron rápidamente arrasados, pues la región fue sometida a un periodo extensional, evidenciado por el depósito de las rocas sedimentarias y volcánicas del Grupo Choiyoi, del Triásico (250-200 ma) que se observan en la Pampa de Los Avestruces, con un característico intenso color rojizo.

 Pampa de Los Avestruces. Al fondo se observan las capas horizontales y rojizas del Grupo Choiyoi.   

Figura 1: Corte geológico entre el Refugio del General Alvarado y la Pampa de las Avestruces. Las líneas azules corresponden a la estratificación, las rojas a la foliación Famatiniana y las verdes a la foliación Gondwánica (García-Sansegundo el al., 2012, 2013, 2014).

En tiempos recientes, durante el Cenozoico (desde aproximadamente 50 ma hasta la actualidad), la región se vio nuevamente sometida a compresión, lo que da lugar a las estructuras Ándicas, responsables del relieve actual. Asociada a este  proceso compresivo sigue produciéndose en la región una intensa actividad ígnea, evidenciada por el desarrollo del volcán Diamante. El volcán Diamante explotó hace 450.000 años, produciéndose la emisión de grandes volúmenes de material eyectado que se depositó  en una gran área de influencia dando lugar a ignimbritas, tobas, pumitas, cenizas, etc. En las zonas más próximas, como en el acceso al Refugio  del General Alvarado, puede observarse el gran depósito ignimbrítico producido durante la explosión de este volcán. Finalizada la erupción, y vaciada la cámara magmática del volcán Diamante, se produce el hundimiento y desarrollo de la caldera del Diamante, de la que en tiempos recientes surge un nuevo aparato volcánico: el volcán Maipo. Este volcán ha tenido actividad recientemente,  la cual se pone de manifiesto por las numerosas lavas cordadas, bombas y acumulaciones de lapilli existentes. Composicionalmente, tanto los materiales del volcán Diamante como del Maipo, son rocas de composición intermedia (andesitas y andesitas basálticas) (véase Sruoga et al. 2005).

El importante relieve de la cordillera Andina da lugar a la intensa actuación de diferentes procesos encargados del modelado del paisaje, cuyo grado de intensidad depende principalmente del tipo de clima reinante. En los últimos dos millones de años, durante el periodo Cuaternario, la evolución del relieve en este área se caracteriza principalmente por la actuación de procesos glaciares, nivales y fluviales. Durante el último periodo glaciar, las lenguas de hielo alcanzaron cotas situadas por debajo del Refugio  del General Alvarado, como lo demuestra el perfil en forma de U del valle, mirando desde el refugio hacia el este. En la actualidad, los procesos dominantes son los torrentes, que han rellenado el fondo del antiguo valle glaciar y formado los depósitos de pie de monte situados al este de los relieves de la cordillera.

Referencias

•   García-Sansegundo, J; Farias, P; Rubio-Ordóñez, A. y Heredia, N. (2012): Estructura del Paleozoico del Cordón del Carrizalito (sector meridional de la Cordillera Frontal de los Andes, Provincia de Mendoza, Argentina). Geo-Temas, 13, 1875-1878.   
•  García-Sansegundo, J.; Farias, P.; Rubio-Ordóñez, A.; Heredia, N. (2013): The Palaeozoic basement of the Cordón del Carrizalito, Mendoza, Argentina: Geodynamic context. Bollettino di Geofisica Teorica ed Applicata, 54 (2), 58-61. 
•  García-Sansegundo, J.; Farias, P.; Rubio-Ordóñez, A.; Heredia, N. (2014): The Palaeozoic basement of the Andean Frontal Cordillera at 34º S (Cordón del Carrizalito, Mendoza Province, Argentina): Geotectonic implications. Journal of Iberian Geology, 40 (2), 321-330. 
•   Sruoga, P., Llambias, E.J., Fauque, L., Schonwandt, D. and Repol, D.G., 2005. Volcanological and geochemical evolution of the Diamante Caldera-Maipo volcano complex in the southern Andes of Argentina (34º 10' S). Journal of South American Earth Sciences, 19(4): 399-414.

Otro interesante libro íntimamente relacionado con el blog ha sido recientemente presentado en la Facultad de Geología de la Universidad de Oviedo. Se trata de la Guía de Geológica del Parque Natural de los Picos de Europa. Es esta  una obra financiada por el Instituto Geológico y Minero de España (IGME) y el Organismo Autónomo de Parques Nacionales, en el que han intervenido la mayoría de científicos que, de una u otra forma, han trabajado en la Geología de nuestro magnífico macizo calcáreo.

En el libro se abordan todos los aspectos geológicos de los Picos de Europa, a saber, estratigrafía, sedimentología, estructura, paleontología, geomorfología, etc., de una forma asequible a las personas no especializadas en geología. En la obra se incluyen numerosas fotografías, muchas de ellas interpretadas desde un punto de vista geológico, y esquemas que facilitan enormemente la comprensión del libro. Por otra parte, la obra viene acompañada de dos mapas, uno geológico y otro geomorfológico, ambos a escala 1: 100000, escala algo grande, aunque ni que decir tiene que si se necesita un mayor detalle de la geología  de una zona concreta, existen los mapas geológicos a 1: 50000 (2ª serie MAGNA) que distribuye el IGME. Asimismo, los autores incluyen 14 recorridos geológicos, con los que se puede disfrutar tanto de la geología como de la montaña.

Esta guía se encuentra a la venta en librerías especializadas, como por ejemplo la Librería Cervantes de Oviedo, la Librería Cornión en Gijón o la Tienda Verde en Madrid. Sin embargo, el número total de ejemplares es escaso debido a la falta de previsión de los organismos encargados de su publicación. Por ello, a quien esté interesado en este libro, sería recomendable que lo adquiera lo más rápidamente posible, pues probablemente se agotará pronto.

Por mi parte, no solo recomiendo su lectura, sino el uso de la guía durante la realización de los itinerarios geológicos propuestos por los autores. Más adelante, tengo la intención de incluir en el blog alguna excursión por los Picos de Europa y no dudéis que utilizaré las ilustraciones de este libro para mi propósito. Por el momento, disfrutad de los Picos y de  la guía.

REFERENCIA DE LA GUÍA

(pinchando sobre la referencia podrá ver la guía completa)

Adrados, L.; Alonso, V.; Bahamonde, J.R.; Farias, P.; Fernández González, L.P.; Gutiérrez Claverol, M.; Heredia Carballo, N.; Jiménez Sánchez, M.; Meléndez Asensio, M.; Merino Tomé, O. y Villa Otero, E. (2010): Parque Nacional de los Picos de Europa. Guía Geológica. Guías Geológicas de Parques Nacionales, Adrados Ed., 337 pp. (ISBN: 978-84-8014-786-6).

Reseña publicada por el autor de este blog en:

Boletín Geológico y Minero, 125 (1), 117-118 (2014).

PARQUE NACIONAL DE LOS PICOS DE EUROPA: GUÍA GEOLÓGICA

Entre Asturias, Cantabria y León, a menos de 20 km del mar Cantábrico, se levanta hasta más de 2600 m un macizo montañoso calcáreo, cuyo extraordinario paisaje, desde hace muchos años, llama poderosamente la atención de los visitantes. Estas montañas se levantaron durante la Orogenia Alpina (hace unos 20 millones de años), elevando un sustrato de varios miles de metros de calizas carboníferas, que conservan estructuras formadas en tiempos más antiguos, cuando la Orogenia Varisca apiló aquí las calizas, creando a finales del Carbonífero (hace unos 300 millones de años) unos relieves hoy desaparecidos.

Los Picos de Europa fueron declarados Parque Nacional en el año 1995, lo que supuso una ampliación del que fuera Parque Nacional de la Montaña de Covadonga desde el año 1918, el primero de Europa, gracias a la visión futurista de uno de los mayores amantes de estas montañas, D. Pedro Pidal (Marqués de Villaviciosa), quien ejerciendo su condición de diputado, emuló a los norteamericanos que a la sazón ponían las bases para la creación de la figura de “Parque Nacional” en Yellowstone. Los Picos de Europa poseen gran interés para numerosas personas por diversas razones. En primer lugar, los aficionados al alpinismo encuentran en estas montañas algunas de las cimas más emblemáticas de nuestro país como por ejemplo el “Picu” o Naranjo de Bulnes, escalado por vez primera por el ya mencionado Marqués de Villaviciosa, que también fue el encargado de introducir este deporte en España. Desde principios del siglo XIX, los rebecos (o robezos) y osos que habitan en los Picos fueron objetivo de los cazadores; así, el propio Marqués de Villaviciosa se enamoró de estas montañas gracias a la caza. Además, los importantes yacimientos de hierro y esfalerita despertaron el interés  de los mineros; en este sentido, en el Parque, esta actividad industrial se desarrolló desde el siglo XIX hasta los años 70 del siglo XX. Ambos aspectos, el deportivo y el científico, normalmente relacionado con la minería, fueron las motivaciones que inicialmente impulsaron a la exploración de  los Picos de Europa por los pioneros y, desde luego, si alguien se distinguió en esta labor fue el geólogo alemán Gustav Schulze. Este hombre fue el tercero en alcanzar la cima del “Picu” (el primero en hacerlo en solitario) y el primero de elaborar un estudio geológico completo de los Picos de Europa que, al ser inédito, durante muchos años permaneció en el ostracismo, si bien gracias al tesón de la Directora Científica de esta guía y autora de su biografía, recientemente ha visto la luz dejándonos perplejos ante la visión vanguardista de su investigación.

El interés científico por los Picos ha ido creciendo con los años hasta nuestros días, de manea que hoy son profundamente estudiados aspectos de la Naturaleza tales como la fauna, la flora y, como no, la geología del Parque.  Estos estudios, sumamente especializados, no siempre son asequibles para gran público, por lo que la guía geológica del Parque Nacional de los Picos Europa pretende ser el medio que lleve a todo el mundo de forma sencilla el conocimiento geológico que, sobre estas montañas, se ha ido acumulando a lo largo de los años.

Con la guía geológica del Parque Nacional de los Picos Europa se pretende trasladar a toda persona amante de la Naturaleza una explicación coherente sobre la geología de los Picos y de los procesos ocurridos a lo largo de su historia. Se trata de un libro escrito por casi todos los especialistas que en los últimos años han trabajado en la investigación geológica de este macizo montañoso y, que bajo la diestra mano de su Directora Científica, han sabido poner al alcance de todos. La primera parte de la guía es de carácter general y en ella se describen las rocas, los fósiles que contienen, las estructuras que las deforman y los yacimientos minerales presentes en el Parque. Sin embargo, la guía no se queda en una monótona descripción, sino que explica los procesos geológicos deducibles del estudio de las rocas, que han tenido lugar desde el periodo Cámbrico, hace más de 500 millones de años y registro más antiguo de los Picos de Europa, hasta la actualidad. Otro aspecto de máximo interés que se aborda en la guía es la descripción de las formas del relieve, responsables del paisaje de los Picos. Tras el levantamiento de la cordillera durante la Orogenia Alpina, la superposición de procesos glaciares, kársticos y fluviales principalmente, han ido tallando el sustrato rocoso configurando un paisaje único. El relato de estos procesos también está cuidadosamente realizado en la guía. Todas estas descripciones y explicaciones se encuentran magníficamente ilustradas con fotografías y esquemas a color. Debido a la monotonía litológica de los Picos, sobre las fotografías, que en muchos casos pueden ser fácilmente identificadas en el campo, se sobreimponen indicaciones y esquemas que facilitan al lector la comprensión de las explicaciones.

La segunda parte de la guía consta de un total de 14 itinerarios geológicos cuyo fin es que el lector pueda comprobar directamente en el campo los diferentes aspectos geológicos explicados en la primera parte. Se trata de excursiones a pie por los Picos de Europa, de escasa dificultad técnica, de forma que cualquier persona provista de unas botas, algo de ropa, comida y agua, puede realizar en una jornada. La realización de los itinerarios es al menos tan interesante como la lectura de la propia guía. Estas excursiones permiten comprender mejor el nuevo conocimiento, constatando sobre el terreno los datos que nos conducen hasta las diferentes interpretaciones, y disfrutar con el espectacular paisaje de estas montañas.

Los itinerarios de 1 a 5 discurren por el Macizo Occidental de los Picos o Macizo del Cornión. Los tres primeros corresponden a las partes altas, donde la monotonía de la litología invita a centrarse en aspectos del paisaje relacionados con el modelado glaciar y kárstico. Los itinerarios 4 y 5 se realizan en la periferia del Macizo Occidental, a lo largo del río Sella, donde existe una mayor variedad litológica que facilita una buena observación de estructuras tectónicas.

Los itinerarios del 6 al 9, se sitúan entre los macizos Occidental y Central, a lo largo de la cuenca del río Cares. Esta profunda incisión en el basto macizo calcáreo descubre un afloramiento casi continuo de unos 20 km de largo y unos 2000 m altura. Siguiendo estos itinerarios se tienen magníficos afloramientos de todas las rocas que afloran en los Picos (en algunos casos se llegan a encontrar restos fósiles), extraordinarias panorámicas de estructuras, tales como cabalgamientos o pliegues, y diferentes formas del relieve resultado de la actuación de procesos glaciares, kársticos y fluviales.

Los itinerarios del 10 al 12 se proponen en el Macizo Central, siendo posible en todos ellos hacer observaciones geológicas relacionadas con la geología del sustrato y con la morfología del relieve. Por último, los itinerarios 13 y 14, corresponden al Macizo Oriental; con el primero se pueden conocer los yacimientos de esfalerita más importantes de los Picos y, con el  segundo, realizar buenas observaciones de la geología de la periferia oriental de los Picos de Europa.

Con la segunda edición de esta guía, ya a la venta, se subsanan los errores de la primera remesa y harán de esta obra, si cabe, un mejor documento, imprescindible para los geólogos que visiten los Picos de Europa y para los amantes de la montaña que sin duda descubrirán aspectos de ellas que no podrían imaginar.

En esta ocasión voy a escribir un artículo sobre un libro publicado recientemente que recoge, como ningún otro, la esencia de este blog: se trata de la obra titulada “Gustav Schulze en los Picos de Europa (1906-1908)”  [1]. Con este artículo intentaré destacar la figura del geólogo y montañero Gustav Schulze, pero también procuraré hacer lo mismo con la persona que dotó de alma a este libro, es decir, Elisa Villa, también entusiasta geóloga y montañera.

En España, el nombre de Gustav Schulze no es extraño en el ámbito montañero pues casi todo el mundo sabe que protagonizó la segunda escalada al Naranjo de Bulnes o “El Picu” que es el nombre por el que es conocido en la zona. Asimismo, creo que a nadie se le escapa que la hazaña del montañero alemán fue extraordinaria, pues subió en solitario y no precisamente por la vía más sencilla. Un número más reducido de montañeros también es conocedor del hecho de que Schulze ascendió al Tiro Tirso por sus vertientes meridional y oriental, lo que no deja de tener igualmente gran mérito. Sin embargo, lo que casi nadie sabía hasta ahora es que Schulze desarrolló estas actividades deportivas mientras realizaba un trabajo de investigación geológica en la parte oriental de la Zona Cantábrica, entre los años 1906 y 1908, cuyos resultados nunca fueron publicados.  

La historia del hallazgo comenzó hace ya más de 20 años, cuando los profesores del Departamento de Geología de la Universidad de Oviedo, Jaume Truyols y Enrique Martínez García, tuvieron noticia de que en la Universidad de Tubingen se encontraban depositados los cuadernos de campo de  Gustav Schulze. A través de varias gestiones con la Universidad Bávara y con la familia del protagonista, fue posible recopilar los cuadernos y fotografías del geólogo alemán. Los autores del libro fueron los primeros sorprendidos al comprobar la enorme calidad y cantidad de trabajo que Schulze había recogido en sus cuadernos. Uno de los aspectos más destacados de su trabajo fue la importancia que atribuyó a los cabalgamientos, estructuras abundantísimas en todas las cordilleras de la Tierra y de una enorme relevancia, pero que a principios del siglo XX sólo preocupaban a los geólogos que trabajaban en los Alpes. Se podría decir que hasta los años 70, y gracias al interés que las compañías petrolíferas pusieron en estas estructuras por su importancia como trampas de petróleo, los cabalgamientos eran “unas fallas exóticas y poco creíbles, por las que casi todo el mundo pasaba de puntillas”. Otro aspecto relevante que se destila de los cuadernos de Schulze es el de darse cuenta de la importante variedad de calizas Carboníferas existentes en los Picos de Europa. Realmente, hasta bien entrados los años 60 no se tuvo noticia de este aspecto de la estratigrafía del oriente de la Zona Cantábrica. En fin, creo que si Schulze hubiese publicado su trabajo, el avance en el conocimiento geológico de nuestra cordillera habría sido bastante más rápido, sin embargo los avatares de su vida (dos guerras mundiales y su marcha a México) hicieron que este extraordinario geólogo no llegase a dar a conocer al mundo sus descubrimientos. Sin embargo, si viviese actualmente, estoy seguro de que estaría eternamente agradecido a la otra protagonista de este artículo, a saber,  Elisa Villa.

Normalmente, el hallazgo de los cuadernos de Schulze habría sido una simple anécdota que, como mucho, habría dado a conocer al mundo que el paso del geólogo alemán por la Cordillera Cantábrica, había dado unos resultados interesantes, pero inútiles a finales del siglo XX. Sin embargo, Elisa Villa no se conformó con esto y comenzó a revivir la vida del geólogo a través de sus cuadernos: Repitió la práctica totalidad de las excursiones llevadas a cabo por Schulze. Comprobó el origen de cada una de sus fotografías, llegando en algún caso, a ser capaz de identificar un pueblo, al reconocer una piedra de la esquina de una casa. Habló con los descendientes de las personas que conocieron a Schulze. Y, desde mi punto de vista, lo más importante es que se metió en la piel del geólogo alemán rememorando sus pensamientos y reviviendo sus alegrías y tribulaciones. Elisa Villa hizo algo muy complicado, pues se puso en el lugar y tiempo de Schulze, intentando reproducir sus pensamientos y analizando sus interpretaciones, para de esta forma compararlas con las actuales, a la luz de los datos que hoy conocemos.

En fin, no voy a desvelar nada más, pues creo que lo mejor es leer el libro y, en compañía de Schulze y de Elisa Villa, revivir esta apasionante aventura.  

 En su cuaderno, Schulze realiza un esquema geológico del Pico Valdominguero (Macizo Oriental de los Picos de Europa), sobre el que sitúa un cabalgamiento.

 Sorprende el detalle y precisión de los esquemas geológicos realizados por el geólogo alemán. Valga como ejemplo este esquema del lago de Ándara (Macizo Oriental de los Picos de Europa).

No sólo se fijaba Schulze en la geología, sino que también tomo esplendidas fotografías de los habitantes de los Picos, como esta, donde posan varios vecinos de Posada de Valdeón.

Caras Este y  Norte de "El Picu" (Naranjo de Bulnes). En rojo, vía Schulze, con indicación de la dificultad. Imagen tomada de [2].

Cara Sur del Tiro Tirso. En rojo, vía seguida por Gustav Schulze de dificultad Algo Difícil (III) (Croquis de Isidoro Rodríguez  Cubillas).

 Elisa Villa y Gustav Schulze, dos almas gemelas.

Referencias

[1] Villa, E.; Martínez-García, E.; Truyols, J. y Schulze, P. (2006). Gustav Schulze en los Picos de Europa (1906-1908). Cajastur (Obra Social y Cultural), 293 págs.

[2] Adrados, M.A. y López, J. (1988): Los Picos de Europa. Guía del Macizo Central. URKO, T.1, 492 págs.(ISBN: 84-404-2708-S. 

NOTA: Varias personas me han pedido que les indique donde se puede conseguir el libro de Gustav Schulze. Según parece no quedan ya muchos ejemplares, en todo caso, me han comunicado que todavía se puede conseguir alguno en la Librería Cervantes de Oviedo. El lugar donde sí deben de tener bastantes existencias es en la Librería de la Universidad de Oviedo, dependiente del Vicerrectorado de Extensión Universitaria, Cultura y Deporte. Para ponerse en contacto con ellos se puede llamar al teléfono +34 985109504 o a través de su correo electrónico: servipub@uniovi.es

En esta ocasión voy desviarme del habitual estilo de los artículos de Geología y Montaña, pues quiero describir una actividad montañera muy interesante, la Crête de la Pique, que desde un punto de vista geológico no posee especiales atractivos para un montañero, si bien aporta información  indispensable para un estudio geológico de mayor envergadura. Se trata de una escalada de más de 2 kilómetros a lo largo de una hermosa crestería que como recorrido geológico podríamos decir que fue realizado por “exigencias del guión”.  

Desde hace ya tres años, en el marco de un Proyecto de Investigación, los geólogos Jordi Gavaldá, Agustín Martín Izard y yo mismo, nos encontramos trabajando en la estratigrafía, estructura y génesis de los yacimientos minerales de Zn-Pb, de los Pirineos Luchoneses, entre el Puerto de Benasque y el Hospice de France  [2]. Por orden de importancia, las rocas que afloran en esta zona son pizarras, cuarcitas, conglomerados y calizas, cuya edad está comprendida entre el Cámbrico y el Silúrico. Se trata de rocas similares a las observables en la excursión entre el Coret de Varradòs y Tuc de Maubèrme. Por su parte, la estructura general de la zona corresponde a un antiforme, Anticlinal Central según los geólogos de la Universidad de Leiden, Holanda, que trabajaron aquí durante los años 60 y 70 [4]. Este antiforme se reconoce bien al Este de la Crête de la Pique, donde las rocas del Ordovícico superior ocupan el núcleo de esta estructura, aflorando pizarras silúricas al Norte y al Sur, es decir, en ambos flancos. Sin embargo, al Oeste de la crestería afloran rocas del Cámbrico y Ordovícico, en las que es difícil observar esta gran estructura (Fig. 1). Por esta razón, con el trabajo casi finalizado, una vez elaborada la cartografía, los cortes geológicos y tras realizar diversos análisis químicos, hemos visto que la estructura al E y O de la Crête de la Pique todavía no quedaba perfectamente correlacionada, razón por la que nos pareció necesario comprobar la geología a lo largo de la cresta y redondear así nuestro trabajo.

 Figura 1. Mapa geológico de la zona de la Crête de la Pique. En rojo se indica el recorrido que se realizó escalando. P-1, P-2, etc. corresponden a los puntos de observación indicados en el texto.

A la vista de la  dificultad que desde lejos presentaba la crestería, esta empresa parecía algo complicada para nosotros, por lo que mi compañero Jordi Gavaldá decidió pedir ayuda a dos expertos montañeros amigos suyos, Carlos Calvo y Javier Tirapu, ambos profesores de la Escuela Militar de Montaña de Candanchú (Huesca). Estos magníficos alpinistas estuvieron de acuerdo en prestarnos su ayuda y, la última semana de Julio del presente año, junto a Dani (estudiante de Geología e  hijo de Jordi) decidimos realizar esta escalada con fines científicos.

Por la carretera N-230, desde Vielha (Valle de Arán, Lleida) llegamos en automóvil a Bossost, donde giramos a la izquierda para tomar la carretera N-141que nos condujo a  Bagnères de Luchon. Al llegar a esta localidad francesa, tomamos hacia la izquierda una carreta secundaria que conduce a Superbagnères y, a los pocos kilómetros nos desviamos nuevamente a la izquierda, en dirección al Hospice de France, donde dejamos nuestro automóvil en el parking que allí existe. El tiempo total en recorrer este trayecto en automóvil fue de aproximadamente 1 hora. Ya a pié, desde el Hospice de France, tomamos hacia el SE el camino del Vellée de la Frêche hasta situarnos debajo del  Pic de la Pique, una pirámide casi perfecta que desde abajo presenta una cara NE bastante escarpada. Decidimos subir hacia la pared, siguiendo el bosque que aparece en su falda, hasta alcanzar la arista Norte, pues nos parecía el lugar más factible para ascender al pico.

Antes de comenzar la descripción de la escalada, a modo  de guía y brevemente describiré las litologías que afloran en la zona que, de más antigua a más moderna son las siguientes:

- Caliza de Culet. Son calizas de tonos amarillentos con abundantes intercalaciones de pizarras y con laminaciones de algas característica. Estas calizas fueron atribuidas al Cámbrico superior [1].

- Serie de Jujols. Alternancias de pizarras y cuarcitas, cuya edad puede situarse entre el Cámbrico superior y el Ordovícico medio.

- Conglomerados de Rabassa. Conglomerados, microconglomerados poligénicos y areniscas de grano grueso y pizarras de edad Ordovícico superior.

Conglomerados y microconglomerados de la Fm. Rabassa, con los cantos fuertemente aplastados por deformación posterior a su sedimentación.

- Formación Cava. Areniscas de grano grueso y pizarras, con algunas intercalaciones de delgadas capas de calizas, de edad Ordovícico superior.

Areniscas de grano grueso y pizarras de la Fm. Cava

- Caliza de Estana. Nivel de muy característico de calizas con un espesor de 1 a 10 metros. La edad también es Ordovícico superior. No siempre está presente este nivel calcáreo.

 - Formación Ansobell. Pizarras gris oscuro, con intercalaciones milimétricas de areniscas de grano fino. La edad también es del Ordovícico superior

Antes de alcanzar la arista N del Pic de la Pique, observamos la presencia de los conglomerados de la Fm. Rabassa (P-1). Esto ya era una novedad respecto a lo esperado, pues estas capas que afloran cerca del Hospice de France junto a una mina abandonada, suponíamos que debían de aflorar más al Norte, debajo del bosque. En el Pic de la Pique afloraban las capas pizarrosas e inclinadas al NE de la Serie de Jujols, una roca no demasiado recomendable para practicar la escalada.

Con la alegría de haber realizado esta primera observación, nos situamos bajo la arista Norte formando dos cordadas, en  la primera, encabezada por Carlos, íbamos Dani y yo mismo, en  la segunda Javi y Jordi. Las instrucciones dadas por Carlos eran claras: con nuestra cordada subiríamos en V, con la cuerda tensa para evitar tirones en caso de caída. Esto implicaba que deberíamos escalar a la velocidad que él imponía, y sólo cuando Carlos parase o alguien de nosotros lo pidiera, se detendría nuestro ascenso. Así fue que casi sin darme cuenta me vi en medio de la arista Norte del Pic de la Pique.  Mi corazón se aceleró mientras recordaba viejas sensaciones cuando me  encontré en el aire, apoyado sobre cuatro pequeñas presas. La cresta resultó ser mas vertical de lo esperado mientras veía a mi izquierda como la ladera se precipitaba casi vertical hasta el Vallée de la Pique y a mi derecha la montaña se prolongaba hacia abajo por  la pared NE del pico. Sin embargo, pronto me tranquilicé, pues toda la arista estaba jalonada por un sólido filón de cuarzo que ofrecía buenas presas para escalar, además Carlos y Javi trepaban por la arista con la agilidad y seguridad de felinos.

Alcanzamos la cumbre del Pic de la Pique sin novedades y procedimos a descender siguiendo la cresta. En el collado inmediatamente al Sur del pico, nos llevamos la segunda alegría de la jornada, pues observamos la existencia de una falla (P-2). En el collado se observa una grieta, de aproximadamente  un metro de anchura, en la que se observa un relleno constituido por cataclasitas, es decir rocas de falla que resultan de la trituración de la roca encajante. La dirección de la falla es E-O, por lo que nos pareció que podría ser correlacionada con un cabalgamiento de igual dirección observado más al Oeste, en el Vallée de Lys, por geólogos holandeses [3]. Seguimos la cresta hacia el Sur y, una vez en el bloque meridional de la falla, nuestra suposición se vio reforzada al observar las areniscas de grano grueso de la Fm. Cava. Por lo tanto, la falla corresponde a un cabalgamiento dirigido al Sur que superpone las capas de la Serie de Jujols del Pic de la Pique, sobre las capas del Ordovícico superior aflorantes al Sur de la misma.

  A partir del punto P-2, se sigue la cresta sobre los conglomerados y areniscas groseras y pizarras de las formaciones Rabassa y Cava. En esta ocasión no se nos puede acusar de que no habernos acercado a los afloramientos, pues durante todo el trayecto constantemente tocamos la roca con nuestras manos mientras trepamos pasos de II y III grado (también superamos algún paso de IV). Si bien la dificultad técnica no es muy grande, la trapada es delicada ya que discurre a lo largo de una afilada y descompuesta cresta, de la que frecuentemente se desprenden grandes bloques de roca, por lo que debemos de poner los 5 sentidos para no tener ni un solo despiste.

Llegados a punto P-3 encontramos una nueva falla, de dirección E-O, que sitúa las pizarras de la Fm. Ansobell en el bloque meridional. Desde aquí ascendemos al Pic de la Frêche, donde nuevamente afloran conglomerados de la Fm. Rabassa, y descendemos al Col de la Frêche, atravesando nuevamente las pizarras de la Fm. Ansobell. Lo que hemos cortado desde el punto P-3 hasta el P-4, son dos sinclinales, con pizarras de la Fm. Ansobell en el núcleo, que ya habíamos observado en el Vallée de la Pique, al Oeste de la cresta.

Llegados al Col de la Frêche decidimos dar por terminada nuestra escalada, pues su continuación hasta el Pico de la Mina era innecesaria, ya que la geología de ese sector la habíamos estudiado desde la parte baja de la cresta. El resultado final de la jornada no pudo ser más alentador, pues el hecho de encontrar a lo largo de casi toda la crestería los conglomerados y areniscas de las formaciones Rabassa y Cava, nos ha permitido cerrar el antiforme de forma precisa, con niveles estratigráficos bien conocidos.

Desde el Col de la Frêche, ya sin agua, descendimos hacia el Vallée de la Pique, donde seguimos el camino hacia el Norte, hasta el Hospice de France. El tiempo empleado en la escalada, con paradas incluidas, fue de 9 horas.

Fotos de la escalada

       Crête de la Pique desde el Pico Escalette (Val d'Aran).

...  Pic de la Pique, una pirámide casi perfecta que desde abajo presenta una cara NE bastante escarpada ... 

Izquierda: Dani al pie del Pic de la Pique.

Derecha: ...  nos situamos bajo la arista Norte formando dos cordadas ...

...  Mi corazón se aceleró mientras recordaba viejas sensaciones cuando me  encontré en el aire, apoyado sobre cuatro pequeñas presas ...

 ... Carlos y Javi trepaban por la arista con la agilidad y seguridad de felinos ...

 ... no se nos puede acusar de que no habernos acercado a los afloramientos, pues durante todo el trayecto constantemente tocamos la roca con nuestras manos ...

 ... descendemos al Col de la Frêche ...

 ... con Carlos Calvo ...

 ... la trapada es delicada ya que discurre a lo largo de una afilada y descompuesta cresta ...

Pico Salvaguardia y lagos de Boum, desde  la Crête de la Pique.

Otros momentos de la escalada

 Referencias

[1] Bouquet, C., Bourrouilh, R., Guérangé, B. et Vaché, E. (1990). Le Cambro-Ordovicien de l’Hospice de France, Haute Chaîne, Pyrénées Centrales, Sédimentologie et premières corrélations. In: Sassi, F.P. & Bourrouilh, R. (Eds.), IGCP Project n° 5, Newsletter, 7: 131-133.

[2] García-Sansegundo, J., Martín-Izard, A. & Gavaldà, J. (2014): Structural control and geological significance of the Zn-Pb ores formed in the Benasque Pass area (Central Pyrenees) during the post- late Ordovician extensional event of the Gondwana margin. Ore Geology Reviews, 56, 516-527, 

[3] Kriegsman, L.M., Aerden, D.G.A.M., Bakker, R.J., Brok, S.W.J. Den, & Schutjens, P.M.T.M. (1989). Variscan tectonometamorphic evolution of the eastern Lys-Caillaouas massif, Central Pyrenees - evidence for a late orogenic extension prior to peak metamorphism. Geologie en Mijnbouw, 68, 323-333. 

[4] Zwart, H.J. (1979). The Geology of the Central Pyrenees. Leidse Geologische Mededelingen, 50, 1-74.

Para un alpinista español, Riglos es un destino ineludible, pues probablemente allí se encuentra la escuela de escalada en roca más importante de nuestro país. En Riglos se formaron ilustres montañeros como Rabadá y Navarro que serían los primeros en superar la cara Oeste del Naranjo de Bulnes (Picos de Europa, España) y que al año siguiente, el 15 de agosto de 1963, perecieron de forma dramática en la cara Norte del Eiger (Alpes suizos). Hoy, en las paredes de Riglos se diría que casi a diario hay alguna cordada intentando superar sus vías, entre las que se cuentan varias de extrema dificultad. Un alpinista fatigado por el esfuerzo físico e interesado por la geología, puede tomar un par de horas y realizar un corto recorrido para contemplar en el paisaje el significado de las sierras que acogen la escuela de escalada.

En Riglos podremos encontrar una zona geológicamente espectacular, pues es allí donde terminan los Pirineos. En efecto, toda la cadena montañosa que limita la cuenca del Ebro por el Norte, las denominadas Sierras Exteriores, constituyen lo que en geología se denomina el frente de la cordillera. Para entendernos de manera coloquial, es como si durante la colisión entre la península Ibérica y Europa, ocurrida entre el Cretácico superior y el Cenozoico, alguien hubiese enroscado un tornillo al Sur de las sierras, a la altura de Riglos, de forma que todas las rocas situadas al norte se deformasen intensamente, mientras las situadas al sur permanecieron completamente indeformadas (Fig. 1). Esto se puede comprobar fácilmente viajando a Riglos desde el Sur: veremos como las capas horizontales de la cuenca del Ebro desaparecen bruscamente contra las paredes de Riglos. Lo que sucede al norte de esta zona es lo que intentaremos observar.

Figura 1. Corte geológico de la Zona Surpirenaica en la transversal de Jaca [4]. Al Norte del corte se aprecia la estructura geológica de la excursión entre Lízara y Cadanchú (Sierras Interiores) y, al Sur, la del presente artículo (Sierras Exteriores).

  Para llegar a Riglos puede hacerse desde Huesca, siguiendo la carretera A-132 que conduce a Pamplona. Tras rebasar la población de Ayerbe, a 7 km se toma el desvío a la derecha que nos conduce al pueblo de Riglos. También se puede llegar desde Jaca, saliendo hacia el Oeste por la carretera N-240 hasta Puente la Reina, donde tomaremos a la izquierda la carretera A-132 que, siguiéndola hacia el Sur, nos llevara al mismo cruce de Riglos. En el pueblo existen abundantes aparcamientos para nuestro vehículo.

  Como siempre, antes de iniciar nuestro recorrido para llegar a la única parada que haremos, es conveniente, a modo de guía, explicar las litologías que se observan. Así, de más antigua a más moderna son las siguientes:

Lutitas, areniscas y calizas del Triásico: Son pizarras rojo-vinosas frecuentemente cubiertas por la vegetación, entre las que se intercala una gruesa capa de calizas gris claro, bien estratificada (calizas del Muschelkalk) que no observaremos desde nuestro emplazamiento.

Calizas Cretácicas: Son calizas arenosas de tonos pardo-amarillentos, entre las que frecuentemente se reconocen secciones de restos de Rudistas (bivalvos con forma de cucurucho). La edad de estas calizas es Maastrichtiense y recuerdan bastante a las Areniscas de Marboré, observadas en nuestra excursión entre Lízara y Candanchú.

Garumniense: Es una unidad de lutitas de color rojo intenso de origen continental, entre las que pueden encontrarse intercalaciones de areniscas fluviales. Normalmente están cubiertas por la vegetación aunque, cuando no es así, son inconfundibles por su llamativo colorido. Equivalen en edad a las calizas del Paleoceno, de origen marino, situadas más al Norte, observadas en la excursión entre Lízara y Candanchú. 

Calizas de Guara: Son calizas gris claro constituidas por la acumulación de multitud de restos fósiles de foraminíferos (animales unicelulares con concha), concretamente de Alveolinas y Numulites. Por esta razón también han sido denominadas Calizas de Alveolónas. Los fósiles de Alveolínas tienen forma de huso, de manera que en la roca se pueden encontrar secciones redondeadas, las transversales, o alargadas, las longitudinales. Por su parte los Numulites tiene forma de moneda, si bien a veces recuerdan la forma de una lenteja, por lo que encontraremos secciones redondas u ovaladas. Estas calizas son las mismas que afloran en la Sierra de Guara, situada al Este de Riglos. Las calizas representan los depósitos de una plataforma continental marina, concretamente de la plataforma septentrional de la placa Ibérica. Son de edad Eoceno inferior y, por lo tanto, equivalentes a las turbiditas del Grupo Hecho, observadas en la excursión entre Lízara y Candanchú.

Margas de Arguís: Son muy características en la zona, pues suelen encontrarse escasamente cubiertas por la vegetación y destacan por sus tonos blanco-azulados. Si se viaja desde Jaca, son las rocas sobre las que descansa el Embalse de La Peña, al Norte de las Sierras Exteriores. Son de origen marino y su edad es Eoceno superior. Durante la sedimentación de estas margas fue cuando se inició la formación de las Sierras Exteriores, sin embargo, evidencias de este interesante dato no puede ser observadas en Riglos, habría que irse más al Este, al Pico del Águila.

Grupo Campodarbe: Son capas de areniscas amarillentas en capas de escala métrica y lutitas rosadas de origen continental, entre las que se pueden llegar a reconocer marcas de raíces de plantas crecidas sobre las lutitas en periodos de exposición subaérea. Corresponden a sistemas fluviales depositados al Sur de la cordillera Pirenaica, que recibían sus aportes de los relieves que se generaban al Norte. Su edad es Eoceno superior – Oligoceno.

Formación Uncastillo: En Riglos son conglomerados con cantos de diversos tamaños procedentes, principalmente, de la erosión del resto de las unidades estratigráficas que afloran en las Sierras Exteriores. Son lo que se denominan depósitos de pié de monte. Los propios Mallos de Riglos están constituidos por estas rocas. Las capas de conglomerados se encuentran horizontales, si bien, en su borde septentrional, se curvan y convergen hacia arriba, prueba de que se depositaros a la vez que se levantaban las Sierras Exteriores en ese momento. Esta disposición de las capas en abanico es lo que se denomina discordancia progresiva e indica una estrecha relación entre la tectónica responsable de relieve y la sedimentación de los conglomerados en su base. Hacia el sur, rápidamente, estos conglomerados pasan las areniscas y lutitas fluviales de la Cuenca del Ebro. La edad de estas rocas es Oligoceno superior – Mioceno.

Más información sobre la estratigrafía de esta zona puede encontrarse en la memoria del mapa geológico de Agüero [1]. 

 Mallos de Riglos vistos desde el Sur, donde se aprecia la posición horizontal de las capas (parte derecha de la foto). Por detrás se observan los relieves de las Sierras Exteriores.

 Figura 2. Mapa geológico de la parte SO de la hoja de Agüero con la situación de Riglos y el emplazamiento donde realizaremos nuestras observaciones [1]. X-X’: situación del corte geológico de la figura 5. La leyenda del mapa figura debajo.

  Pinchar aquí para ver el mapa a tamaño real.

Figura 3. Mapa topográfico de la zona de Riglos con la indicación del recorrido hasta el punto de la parada donde haremos las observaciones.

 Pinchar aquí para ver el mapa a tamaño real.

 Desde Riglos, tomamos el camino que accede a las vías de escalada de la cara sur de Mallo Pisón, rodeándole por el Oeste, llegamos a una canal de la que sale un camino hacia arriba (Fig. 3). Una vez realizada la subida, se llega a un collado situado en la ladera derecha de la canal, donde afloran las lutitas rojas del Garumniense. Entre el mallo que queda al Sur (El Puro) y este collado afloran las Calizas de Guara. Continuamos todavía durante unos 100 m y llegamos al punto de nuestra parada, donde se puede observar abajo el río Gállego atravesando las Sierras Exteriores. La panorámica de la vertiente derecha del río corresponde al área de nuestras observaciones, por lo que es recomendable hacer la excursión antes de mediodía, aprovechando que la ladera se encuentra iluminada por el Sol.

Parada

  Observando el paisaje y, ayudándonos de la fotografía de la figura 4, de N a S podremos reconocer fácilmente las siguientes formaciones:

<> La primera cresta de calizas que observamos a nuestra derecha corresponde a las calizas de Guara, debajo de las cuales se aprecian otras calizas tableadas, plegadas y cortadas por una pequeña falla inversa, que corresponde al Cretácico superior. Entre ambas bandas calcáreas, se observa una franja cubierta por la vegetación, que corresponde al lugar de afloramiento del Garumniense. Debajo de las calizas del Cretácico superior, también cubiertas por la vegetación, llegan a afloran las lutitas del Triásico. Por lo tanto, en esta parte más septentrional de las Sierras Exteriores tenemos la sucesión estratigráfica inclinada al Norte y en posición normal, tal y como lo indica la flecha roja de la figura 4.

<> Seguimos observando un poco más a la izquierda y de nuevo se reconocen las Calizas de Guara que, hacia arriba, también se encuentran parcialmente plegadas. Un poco más al sur todavía, debajo de las calizas, se reconoce una característica banda de rocas blancas que corresponde a las Margas de Arguís y aún más a la derecha unas capas, de tonos pardos, semicubiertas por la vegetación, que corresponde al Grupo Cambpodarbe. Este nuevo conjunto también se inclina hacia el Norte, pero a diferencia del anterior, tenemos que el techo de la serie se encuentra invertido, es decir, las capas más modernas están hacia abajo. Con estos datos, la conclusión a la que se llega es que las capas están dobladas por un pliegue muy apretado, cuyo plano axial se inclina hacia el Norte. Este pliegue ha sido denominado Anticlinal de Santo Domingo. Sin embargo no queda todo resuelto: entre ambos conjuntos, es decir, en el núcleo del pliegue faltan capas en el flanco inverso (Cretácico superior y Triásico), por ello deducimos que paralelamente al plano axial del pliegue debe de pasar una falla que sustrae estas capas.

<> Seguimos observando las capas del Grupo Campodarbe inclinadas al Norte y, por tanto, invertidas y, de nuevo volvemos a encontrar el típico afloramiento de tonos claros correspondiente a las Margas de Arguís. A la izquierda de las margas, afloran nuevas capas de calizas tableadas que corresponden de nuevo al Cretácico superior. En consecuencia, entre las margas y el Cretácico superior, faltan el Garumniense y las Calizas de Guara. No tenemos más remedio que interpretar este hecho como debido a la presencia de otra falla subparalela a las capas que, como veremos más adelante, corresponde a la misma falla que observamos en el núcleo del Anticlinal de Santo Domingo.

<> Desde el anterior afloramiento del Cretácico superior, siguiendo las capas hacia el sur podremos observar otra vez la sucesión completa e inclinada hacia el Norte. Se distinguen el Garumniense, cubierto por canchales, la Caliza de Guara, las típicas capas de las Margas de Arguís y, ya sobre el río Gállego cortadas por la carretera, las capas del Grupo Campodarbe. Obviamente toda la sucesión se encuentra invertida, como lo indica la flecha roja. Observando la parte alta, en la llamada Punta Común, discordantemente, sobre todo este conjunto, afloran los conglomerados de la Formación Uncartillo, cuyas capas, horizontales al Sur, se verticalizan y convergen hacia el Norte, dando lugar a una discordancia progresiva.

 Figura 4. Panorámica de la vertiente derecha del río Gállego donde se obtiene un corte completo de las Sierras Exteriores en este sector. Debajo se presenta la misma imagen interpretada.

Desde un punto de vista geológico, sin duda se trata de una panorámica diabólica. En conjunto, todas las capas se inclinan al Norte, pero alternan tramos separados por fallas, donde encontramos las capas unas veces en posición normal y otras en posición invertida. Para comprender lo observado es necesario realizar un corte geológico. Observemos pues el corte X-X’ de la figura 5, realizado unos metros al Oeste de nuestra panorámica.

 Figura 5. Corte geológico X-X’ de las Sierras Exteriores [4]. Situación en el mapa de la figura 2.

En este corte podremos comprobar que el pliegue observado al Norte (Anticlinal de Santo Domingo), en efecto es un pliegue isoclinal, donde sus flancos se inclinan en el mismo sentido y con un ángulo muy parecido. Paralelamente a su plano axial, pasaría un cabalgamiento (Cabalgamiento de San Felices), que vuelve a aflorar más al Sur debido a que está doblado. En efecto, tanto el Anticlinal de Santo Domingo como el Cabalgamiento de San Felices son nuevamente plegados por un gran antiforme. Sobre el flanco meridional de este antiforme se depositan los conglomerados de la Fm. Uncastillo presentando una discordancia progresiva que registra la formación del antiforme y el levantamiento que conlleva su desarrollo.

 Esta compleja estructura ya fue correctamente explicada por Puigdefàbregas y Soler en el año 1973 [3]. La interpretación en profundidad todavía es hoy objeto de discusión, debido sobre todo a la ausencia de información sísmica que permita interpretar la geología en niveles de la corteza terrestre a los que no se puede acceder [2, 4]. Creo que esta excursión tiene suficiente complejidad, por lo que considero innecesario complicar todavía más a los lectores. En todo caso, una de las posibles interpretaciones en profundidad se puede apreciar en el corte geológico de la figura 1.

Panorámica de las Sierras Exteriores de la margen izquierda del río Gállego (Norte a la izquierda). Se observa el Antiforme del Gállego trazado por las calizas de Muschelkalk (Triásico), con el Cabalgamiento de San Felices plegado en su núcleo. A la derecha se observan los Mallos de Riglos, tallados en los conglomerados de la Formación Uncastillo que hacen discordancia progresiva relacionada con el levantamiento de las sierras. Un corte geológico de esta panorámica se puede encontrar en la figura 6b del artículo de Teixell y García-Sansegundo (1995).  

Bibliografía

[1] García-Sansegundo, J. y Montes, M. J. (2009): Mapa Geológico de España E. 1:50.000, Hoja nº 209 (Agüero). Memoria explicativa por García-Sansegundo, J. y Montes, M. J. 50 pág. Instituto Geológico y Minero de España, Madrid.
[2] Pocoví, A.; Millán, H.; Navarro, J. J. y Martínez, M .B. (1990). Rasgos estructurales de la Sierra de Salinas y la zona de los Mallos (Sierras Exteriores, Prepirineo, provincias de Huesca y Zaragoza). Geogaceta, 8: 36-39.
[3] Puigdefàbregas, C. y Soler, M. (1973). Estructura de las Sierras Exteriores Pirenaicas en el corte del Río Gállego (Prov. de Huesca). Pirineos, 109: 5-15.
[4]  Teixell, A. y García-Sansegundo, J. (1995). Estructura del sector central de la cuenca de Jaca (Pirineo meridional).  Rev. Soc. Geol. España, Madrid, 8 (3): 215-228.